O depósito primário de Cu-Au de Igarapé Bahia, Carajás

Número: 312/2004
UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
ÁREA DE METALOGÊNESE
ANA MARIA DREHER
O DEPÓSITO PRIMÁRIO DE Cu-Au DE IGARAPÉ BAHIA, CARAJÁS:
ROCHAS FRAGMENTÁRIAS, FLUIDOS MINERALIZANTES E MODELO
METALOGENÉTICO
Tese apresentada ao Instituto de Geociências como parte
dos requisitos para obtenção do título de Doutor em
Ciências, Área de Metalogênese.
Orientador: Prof. Dr. Roberto Perez Xavier
CAMPINAS - SÃO PAULO
Fevereiro - 2004
i
FICHA CATALOGRÁFICA ELABORADA PELA
BIBLIOTECA DO IG - UNICAMP
D812d
Dreher, Ana Maria
O depósito primário de Cu-Au de Igarapé Bahia, Carajás: rochas fragmentárias,
fluidos mineralizantes e modelo metalogenético
/
Ana Maria Dreher.Campinas,SP.: [s.n.], 2004.
Orientador: Roberto Perez Xavier
Tese (doutorado) Universidade Estadual de Campinas, Instituto de
Geociências.
1. Metalogenia. 2. Minérios de cobre – Pará. 3. Minérios de ouro
- geologia – Pará.
Perez.
4. Carajás, Serra dos (PA). I. Xavier, Roberto
II. Universidade Estadual de Campinas,
Geociências III. Título.
ii
Instituto de
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ÁREA DE METALOGÊNESE
ANA MARIA DREHER
O DEPÓSITO PRIMÁRIO DE Cu-Au DE IGARAPÉ BAHIA, CARAJÁS:
ROCHAS FRAGMENTÁRIAS, FLUIDOS MINERALIZANTES E MODELO
METALOGENÉTICO
ORIENTADOR: Prof. Dr. Roberto Perez Xavier
Aprovada em: _____/_____/_____
EXAMINADORES:
Prof. Dr. Roberto Perez Xavier
Prof. Dr. Raimundo Netuno Villas
Prof. Dr. Caetano Juliani
Prof. Dr. Job Jesus Batista
Prof. Dr. Asit Choudhuri
Campinas,
_____________________ - Presidente
_____________________
_____________________
_____________________
_____________________
de
iii
de 2004
iv
AGRADECIMENTOS
Ao meu orientador e amigo, Prof. Dr. Roberto Perez Xavier, pelo apoio, interesse,
conselhos e paciência demonstrados durante todo o tempo dedicado a este trabalho.
À CPRM - Serviço Geológico do Brasil, pela liberação para o curso de Doutorado e
concessão de ajuda de custos. Meus agradecimentos sinceros aos ex-presidentes Carlos Oiti
Berbert, Umberto Costa e atual presidente Agamenon Dantas; aos ex-diretores de Geologia e
Recursos Minerais Juarez Martins e Luiz Bizzi, e ao atual diretor Manoel Barreto; ao ex-chefe do
Degeo Sabino Loguercio, ao atual chefe Carlos Shobbenhaus e seu assessor Luiz Carlos da Silva;
e aos chefes do Derem Reinaldo Brito e Dimeta Gerson Mattos, pelo incentivo a este doutorado.
À CVRD – Companhia Vale do Rio Doce, pela permissão para trabalhar no depósito de
Igarapé Bahia, hospedagem, cessão de testemunhos, mapas, perfis, dados de teores e proveitosas
informações obtidas a partir de discussões mantidas com os geólogos José Luzimar Rego, Henrile
Meireles, Alfredo Nunes, Benevides Aires, Clovis Maurity e Cláudio Coimbra.
À CAPES, pela concessão de Bolsa de Estágio de Doutorado de quatro meses em Ottawa
para trabalhos no Laboratório de Isótopos Estáveis Leves do Serviço Geológico do Canadá
(GSC).
À FAPESP, pela aprovação do Projeto de Auxílio à Pesquisa (Processo no 99/03058) e
financiamento das análises isotópicas e de microssonda eletrônica.
A Dailto Silva, pela inestimável ajuda e assistência prestada durante os trabalhos nos
laboratórios de inclusões fluidas, microscopia eletrônica e espectroscopia Raman do IGUNICAMP.
Ao Prof. Dr. Bruce E. Taylor, chefe do Laboratório de Isótopos Estáveis Leves do GSC,
pela orientação na preparação de amostras e trabalhos analíticos em seu laboratório e simpática
acolhida junto à sua família.
Ao Dr. Hassan Mirnejad, técnico-operador do Laboratório de Isótopos Estáveis do GSC,
pela pronta ajuda em questões técnicas e alguns problemas do dia-a-dia.
Ao Prof. Dr. Marcelo Zacharias Moreira, chefe do Laboratório de Ecologia Isotópica do
CENA – Centro de Energia Nuclear na Agricultura, em Piracicaba, pela orientação e trabalhos de
análises isotópicas conduzidas em carbonatos.
v
Ao Prof. Dr Léo Hartmann e à técnica-operadora Cíntia Matsumara, pelas facilidades
oferecidas durante as análises na microssonda eletrônica do Instituto de Geociências da UFRGS.
Aos professores Drs. Asit Choudhuri e Job Batista, do IG-UNICAMP, e ao Prof. Dr.
Caetano Juliani, do IG-USP, pela leitura criteriosa, observações e sugestões feitas a esta pesquisa
por ocasião do exame de qualificação.
Às colegas da Divisão de Documentação Técnica da CPRM-RJ Tânia Freire, Margareth,
Sonja, Marluce, Ana Rita e Ana Brito, pela pronta cooperação na aquisição de publicações.
Aos colegas Valter Barradas e Laura Rigoni, da Divisão de Editoração, e Luiz Cláudio
Ferreira, da Divisão de Cartografia da CPRM, pela colaboração nos desenhos.
Aos amigos e colegas antigos e atuais de CPRM e UNICAMP Márcio, Leda, Emílio, Ruy
Reis, Lídia, Jane, Fernanda, Magda, Sônia, Arno, João, Murilo, Gilberto, Pedro, Fátima Ramos,
Talla, Val, Helena, Catarina, Emerson, Tápia, Joel, Bienvenido, Lúcia, Silvânia, Neder, Carrera,
Hector, Caê, Tissoca e Monge, pela ajuda, conselhos e companheirismo, que tornaram este
trabalho mais fácil e agradável.
A Sérgio Martini, minha gratidão eterna.
vi
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O DEPÓSITO PRIMÁRIO DE Cu-Au DE IGARAPÉ BAHIA, CARAJÁS:
ROCHAS FRAGMENTÁRIAS, FLUIDOS MINERALIZANTES E MODELO
METALOGENÉTICO
RESUMO
TESE DE DOUTORADO
Ana Maria Dreher
O depósito de Cu-Au primário de Igarapé Bahia, na região de Carajás, está hospedado numa unidade de rochas
fragmentárias situada em meio a rochas de baixo grau metamórfico do Grupo Igarapé Bahia, pertencente à sequência
vulcanossedimentar Itacaiúnas, de ~2,7 Ga de idade. A unidade fragmentária é aproximadamente concordante com
suas encaixantes e está dobrada e verticalizada. As encaixantes correspondem a lavas máficas cloritizadas,
hialoclastitos e BIFs na base e metaturbiditos no topo. As rochas fragmentárias contêm clastos das rochas basais
envoltos por matriz fina, formada por magnetita, clorita, siderita e calcopirita disseminada a localmente maciça.
Anfibólios, quartzo, ouro e minerais contendo Co, Mo, U, W, F, P, Mn, Sn, Ag, B, Cl e ETRL também estão
presentes. A unidade fragmentária é considerada como um depósito de debris flow formado junto a falha ativa em
ambiente de rift. Análises microtermométricas mostram que a mineralização envolveu a coexistência de fluidos
carbônicos (CO2 ± CH4), aquo-carbônicos de baixa salinidade (6% NaCl) e aquosos salinos (até 45% NaCl + CaCl2).
Dados isotópicos de carbonatos indicam que parte do CO2 é magmático. As calcopiritas exibem valores de δ34SCDT
concentrados entre –2,1 e 5,6‰, coerentes com a variação mostrada por depósitos vulcanogênicos. Razões isotópicas
de oxigênio em magnetita e quartzo permitiram calcular para os fluidos mineralizantes temperaturas de ~400oC e
composições enriquecidas em δ18OSMOW (6.5 a 10.3‰), que podem indicar participação magmática ou uma interação
com rochas sedimentares ricas em δ18O sob alta temperatura e baixa razão fluido / rocha. Igarapé Bahia guarda forte
semelhança com depósitos do tipo VMS em função do ambiente geológico vulcanossedimentar, da associação com
rochas vulcânicas submarinas e horizontes exalativos (BIFs e chert), do caráter strata-bound do depósito e da
cloritização associada. A mineralização disseminada e sua formação por substituição penecontemporânea da unidade
de debris flow representam aspectos peculiares em relação ao modelo exalativo clássico. Já a presença de magnetita,
calcopirita, ouro, minerais de U e ETR, assim como a escassez de pirita no minério, sugerem que Igarapé Bahia faça
parte dos depósitos da classe Óxidos de Fe Cu-Au (ou IOCG). Entretanto, esta associação metálica pode ter sido
determinada pela alta salinidade, elevada temperatura e deficiência em enxofre dos fluidos mineralizantes. Estes
fluidos não necessariamente seriam magmáticos, mas poderiam ter sua salinidade derivada da dissolução de antigos
evaporitos.
vii
viii
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THE PRIMARY Cu-Au DEPOSIT OF IGARAPÉ BAHIA, CARAJÁS:
FRAGMENTAL ROCKS, MINERALIZING FLUIDS, AND METALLOGENIC MODEL
ABSTRACT
DOCTORATE THESIS
Ana Maria Dreher
The Igarapé Bahia primary Cu-Au deposit in the Carajás region is hosted by a fragmental rock unit intercalated in
low-grade metamorphic rocks of the Igarapé Bahia Group, which pertains to the late Archaean (~2.7 Ga) Itacaiúnas
volcanic-sedimentary sequence. The fragmental unit is nearly concordant with its wall rocks, and is folded and in
upright position. The wall rocks correspond to chloritized mafic lavas, hyaloclastites and BIFs at the base and
metaturbidites at the top. The fragmental rocks contain clasts of the underlying lithotypes surrounded by a finegrained matrix consisting of magnetite, chlorite, siderite and disseminated to locally massive chalcopyrite. Also
present are amphiboles, quartz, gold and minerals containing Co, Mo, U, W, F, P, Mn, Sn, Ag, B, Cl and LREE. The
fragmental unit is considered a syngenetic debris flow deposit related to active faulting in a rift environment.
Microthermometric analyses indicate that coexisting carbonic (CO2 ± CH4), low-salinity aqueous carbonic (6%
NaCl), and saline aqueous (up to 45% NaCl + CaCl2) fluids were involved in the mineralization process. Isotopic
compositions of carbonates indicate that the CO2 is partly magmatic in origin. The chalcopyrites display δ34SCDT
values clustered between -2.1 and 5.6‰, which is consistent with the variation shown by volcanogenic deposits.
Oxygen isotopic ratios in magnetite and quartz yielded calculated temperatures of ~400oC and enriched δ18OSMOW
(6.5 to 10.3‰) compositions for the ore-forming fluids. These high δ18O values may indicate a magmatic input or the
interaction of the convecting fluids with δ18O-rich sedimentary rocks at high temperatures and low fluid / rock ratios.
Igarapé Bahia bears strong similarity with deposits of the VMS type as evidenced by the volcanic-sedimentary
geological context, the association with submarine volcanic rocks and exhalative beds (BIFs, chert), the strata-bound
character of the deposit and the attending chloritization. The disseminated mineralization and its formation by
penecontemporaneous subsea-floor replacement of the debris flow unit represent peculiar aspects in relation to the
classic exhalative model. On the other hand, the presence of magnetite, chalcopyrite, gold, U and REE minerals, as
well as the scarcity of pyrite in the ore, suggest that Igarapé Bahia may belong to the so-called Iron Oxide Cu-Au (or
IOCG) class of deposits. However, this metallic association may have been controlled by the high salinity, high
temperature and low sulphur content of the mineralizing fluids. Such fluids would not necessarily have a magmatic
source for they could alternatively derive their salinity from the dissolution of ancient evaporites.
ix
x
SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS…...............................................................................................................v
RESUMO......................................................................................................................................vii
ABSTRACT...................................................................................................................................ix
SUMÁRIO......................................................................................................................................xi
LISTA DE FIGURAS...................................................................................................................xv
LISTA DE FOTOS.....................................................................................................................xvii
LISTA DE TABELAS.................................................................................................................xix
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO AO DEPÓSITO DE IGARAPÉ BAHIA, CARAJÁS..........1
1.1 - Generalidades...............................................................................................................1
1.2 - Objetivos......................................................................................................................2
1.3 - Metodologia.................................................................................................................5
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL..................................................................................9
CAPÍTULO 3 - GEOLOGIA DE IGARAPÉ BAHIA E ORIGEM DAS ROCHAS
FRAGMENTÁRIAS........................................................................................................17
3.1 - Introdução...................................................................................................................17
3.2 - Geologia do depósito de Igarapé Bahia......................................................................18
3.2.1 - Rochas metavulcânicas basais....................................................................22
3.2.2 - Rochas fragmentárias mineralizadas..........................................................25
3.2.3 - Rochas metassedimentares superiores.......................................................33
3.3 - Ambiente deposicional...............................................................................................37
3.4 - Hipóteses existentes sobre a origem das rochas fragmentárias..................................38
3.5 - Origem proposta neste trabalho..................................................................................40
3.6 - Conclusões.................................................................................................................43
CAPÍTULO 4 - CARACTERÍSTICAS DOS FLUIDOS MINERALIZANTES....................45
4.1 - Introdução...................................................................................................................45
4.2 - Estudos anteriores de inclusões fluidas feitos em Igarapé Bahia...............................46
4.3 - Inclusões fluidas estudadas neste trabalho.................................................................47
4.3.1 - Seleção de amostras...................................................................................47
xi
4.3.2 - Tipos de inclusões fluidas..........................................................................48
4.3.3 - Petrografia e microscopia eletrônica..........................................................49
4.3.4 - Microtermometria.......................................................................................61
4.3.5 - Resultados da microtermometria................................................................67
4.3.6 - Conclusões sobre o estudo de inclusões fluidas.........................................85
4.4 - Minerais portadores de cloro de Igarapé Bahia..........................................................87
4.4.1 - Estudos anteriores sobre minerais com Cl em Igarapé. Bahia...................88
4.4.2 - Minerais estudados neste trabalho..............................................................88
Anfibólios...................................................................................................89
Cloritas........................................................................................................99
4.4.3 - Conclusões sobre os minerais portadores de cloro...................................105
4.5 - Fluidos e minerais com cloro em outros depósitos de Carajás................................107
4.5 - Origem da salinidade................................................................................................108
4.6 - Importância da salinidade e suas implicações..........................................................111
4.7 - Conclusões gerais sobre os fluidos mineralizantes..................................................112
CAPÍTULO 5 - ESTUDO DE ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE C, S e O....................................117
5.1 - Introdução.................................................................................................................117
5.2 - Estudos anteriores de isótopos estáveis feitos em Igarapé Bahia.............................117
5.3 - Estudos ide isótopos estáveis feitos neste trabalho..................................................118
5.3.1 - Isótopos de C e O em carbonatos.............................................................118
Seleção de amostras..................................................................................118
Resultados isotópicos...............................................................................119
Interpretação dos resultados.....................................................................119
5.3.2 - Isótopos de S de calcopiritas....................................................................127
Seleção de amostras..................................................................................127
Resultados isotópicos...............................................................................131
Interpretação dos resultados.....................................................................131
5.3.3 - Isótopos de O em magnetita e quartzo.....................................................136
Seleção de amostras..................................................................................136
Resultados, cálculos de temperatura e composição dos fluidos...............137
Interpretação dos resultados.....................................................................139
xii
5.4 – Conclusões...............................................................................................................140
CAPÍTULO 6 - MODELO METALOGENÉTICO................................................................145
6.1 - Introdução.................................................................................................................145
6.2 - Modelos propostos para Igarapé Bahia....................................................................145
6.2.1 - Discussão sobre os modelos Exalativo e IOCG.......................................147
6.3 - Modelo proposto neste trabalho...............................................................................150
6.3.1 - Substituição strata-bound........................................................................150
6.3.2 - Associação metálica.................................................................................151
6.3.3 - Os fluidos mineralizantes e suas fontes....................................................152
6.3.4 - Fonte de calor para os fluidos..................................................................155
6.3.5 - Processos e condições de deposição do minério......................................155
6.3.6 - A formação dos veios...............................................................................156
6.4 - Conclusões...............................................................................................................157
CAPÍTULO 7 - CONCLUSÕES GERAIS...............................................................................159
7.1 - O depósito de Igarapé Bahia e as rochas fragmentárias hospedeiras.......................159
7.2 - Fluidos mineralizantes e minerais portadores de cloro..........................................160
7.3 - Isótopos estáveis de C, S e O.................................................................................161
7.4 - O modelo metalogenético para Igarapé Bahia.........................................................162
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS.....................................................................................165
ANEXO I – Tabelas de dados microtermométricos....................................................................193
ANEXO II – Tabelas de análises químicas de anfibólios e cloritas............................................213
xiii
xiv
LISTA DE FIGURAS
1.1 - Mapa de localização do depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia……………………………….3
2.1 - Principais províncias geocronológicas do Cráton Amazônico……………………………..11
2.2 - Mapa geológico da parte norte da Província Mineral de Carajás…………………………..11
3.1 - Mapa geológico do depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia………………………………….19
3.2 - Secção vertical do corpo Furo Trinta………………………………………………………23
3.3 - Secção vertical do corpo Alemão…………………………………………………………..23
3.4 - Depósitos de fluxo de massa ou fluxo gravitacional…………………………………….….41
3.5 - Modelo de geração e evolução das rochas fragmentárias de Igarapé Bahia........………......41
4.1 - Histograma das temperaturas eutéticas (Te) da amostra L………………………….……...69
4.2 - Histograma das temperaturas de fusão do gelo (Tfg) da amostra L………………………...69
4.3 - Diagrama Te (oC) contra Tfg (oC) da amostra L……………………………………….…...69
4.4 - Histograma das salinidades (em % p. eq. NaCl) da amostra L………………………….….70
4.5 - Diagrama triangular NaCl-CaCl2-H2O da amostra L………………………………….……70
4.6 - Diagrama salinidade total contra temperatura de homogeneização total da amostra L…….70
4.7 - Histogramas das inclusões aquo-carbônicas e carbônicas da amostra C…………….……..73
4.8 - Diagrama TfCO2-ThCO2 da amostra C…………………...…………………………………..73
4.9 - Histograma das temperaturas eutéticas (Te) da amostra C………………………….……...74
4.10 - Histograma das temperaturas de fusão do gelo (Tfg) da amostra C………………………74
4.11 - Diagrama Te (oC) contra Tfg (oC) da amostra C…………………………………….…….74
4.12 - Histograma das salinidades (% p. eq. NaCl) da amostra C…………………………….….76
4.13 - Diagrama triangular NaCl-CaCl2-H2O da amostra C………………………………….…..76
4.14 - Diagrama salinidade total contra temperatura de homogeneização total da amostra C…...76
4.15 - Histograma das temperaturas eutéticas (Te) dos veios……………………………………80
4.16 - Histograma das temperaturas de fusão do gelo (Tfg) dos veios…………………………..80
4.17 - Diagramas Te (oC) contra Tfg (oC) dos veios……………………………………………..82
4.18 - Histogramas das salinidades (% p. eq. NaCl) dos veios…………..………………………83
4.19 - Diagrama triangular NaCl-CaCl2-H2O dos veios……………………………………….…83
4.20 - Diagramas salinidade total contra temperatura de homogeneização total dos veios……...84
xv
4.21 - Histogramas das inclusões aquo-carbônicas e carbônicas do veio F382/173,35m…….….84
4.22 - Composição dos anfibólios de Igarapé Bahia………………………………………….….93
4.23 - Diagrama Cl / xFe de anfibólios de Igarapé Bahia………………………………………..97
4.24 - Diagrama Cl/AlIV de anfibólios de Igarapé Bahia…………………………………………97
4.25 - Diagrama Cl/K de anfibólios de IgarapéBahia…………………………………………...97
4.26 - Diagrama xFe versus Si de composição das cloritas de Ig. Bahia.......……………….….101
4.27 - Diagrama xFe versus xAl das cloritas de Igarapé Bahia…………………………….…...103
4.28 - Diagrama Cl versus xFe das cloritas de Igarapé Bahia……………………………….….103
4.29 - Diagrama temperatura versus salinidade de Davidson e Large (1994)…………….…….113
4.30 - Diagrama log [Cl-] versus log[HSO4- + H2S] de Barton e Johnson (2000)………….…...113
5.1 - Diagramas δ13C versus δ18O dos carbonatos de Ig. Bahia…........………………………...125
5.2 - Diagrama δ13C versus δ18O de carbonatos de diversos depósitos e reservatórios………...125
5.3 - Histogramas dos resultados de δ34S de sulfetos de diversas ocorrências de Ig. Bahia……133
5.4 - Histograma dos resultados de δ34S de sulfetos dos corpos de minério de Ig. Bahia……....133
5.5 - Diagrama δD versus δ18OH2O de fluidos de diversos depósitos e reservatórios……….…..141
6.1 - Modelo de geração do depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia……..…………………….…153
xvi
LISTA DE FOTOS
3.1 a 3.8 - Rochas metavulcânicas basais e fragmentárias de Ig. Bahia….......…………….……27
3.9 a 3.16 - Rochas fragmentárias de Igarapé Bahia………………………...…………………...31
3.17 a 3.22 - Rochas metassedimentares superiores de Igarapé Bahia.……….…………………35
4.1 a 4.7 - Petrografia do litoclasto de BIF brechado………………………….…………………51
4.8 a 4.14 - Petrografia da cavidade de quartzo…...……………………………………………..55
4.15 a 4.21 - Petrografia dos veios……….………………………………………………………59
4.22 a 4.25 - Petrografia dos veios (cont.)……….………….……………………………………63
4.26 a 4.29 - Minerais portadores de cloro de Igarapé Bahia.……………………………………91
5.1 a 5.4 - Ocorrências de carbonatos, sulfetos e quartzo em Ig. Bahia…...…...……………….121
5.5 a 5.9 - Ocorrências de calcopirita, magnetita e quartzo em Ig. Bahia………………………129
xvii
xviii
LISTA DE TABELAS
4.1.a - Resumo dos dados microtermométricos da amostra L………………………………..…..67
4.2.a - Resumo dos dados microtermométricos da amostra C…………………………….……..71
4.3.a - Resumo dos dados microtermométricos do veio F 332 / 231,80m………………….……77
4.4.a - Resumo dos dados microtermométricos do veio F 332 / 286,45m…………………….…78
4.5.a - Resumo dos dados microtermométricos do veio F 382 / 273,35m………………….……78
4.6.a - Resumo dos dados microtermométricos do veio F 382 / 315,70m……………………….79
4.7.a - Resumo dos dados microtermométricos do veio F 375 / 237,00m……………………….79
5.1 - Resultados de δ13C e δ18O de carbonatos de Igarapé Bahia…………………………….....124
5.2 - Resultados de δ34S de calcopiritas de Igarapé Bahia…………………………………..….132
5.3 - Resultados de δ18O de minerais de Igarapé Bahia…………………………………..…….138
6.1 - Principais características dos depósitos exalativos e IOCG…………………………..…...147
xix
xx
CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO AO DEPÓSITO DE IGARAPÉ BAHIA, CARAJÁS
1.1 – Generalidades
O depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia situa-se na Província Mineral de Carajás, no
Estado do Pará, a cerca de 70 km a oeste do núcleo urbano de Carajás (Fig. 1.1). Suas
coordenadas UTM são 547400 E e 9333150 N.
A jazida compreende uma parte superior, formada por gossan e lateritas auríferas, que
constituía a mina a céu aberto de Igarapé Bahia. Esta mina foi explorada até meados de 2002 pela
Companhia Vale do Rio Doce (CVRD) e chegou a se constituir na maior mina de ouro do Brasil,
com uma produção anual de 10-12 toneladas mantida durante cerca de oito anos. A parte inferior
do depósito, ainda não explorada, contém a mineralização primária de Cu-Au, hospedada numa
unidade de rochas fragmentárias hidrotermalmente alteradas. Esta unidade ocorre em meio a
rochas supracrustais do Grupo Igarapé Bahia, considerado parte da sequência vulcanossedimentar
arqueana designada de Supergrupo Itacaiúnas (Docegeo 1988), a qual abriga os mais importantes
depósitos de Fe e de Cu-Au da Província Carajás.
O depósito de Igarapé Bahia tem sido uma das jazidas de Cu-Au mais estudadas da região
de Carajás e um dos motivos de interesse deve-se às suas expressivas reservas de minério
primário, estimadas em 170 Mt @ 1,5 % Cu e 0,8 g/t Au (Cordeiro 1999) somente para o corpo
Alemão, que corresponde a um segmento particularmente rico em Cu e Au daquele depósito.
Outra razão de interesse diz respeito à controvertida gênese do depósito, dividida entre
modelos singenéticos e epigenéticos. Os modelos singenéticos propõem uma origem
vulcanogênica-exalativa (e.g. Ferreira Filho 1985) ou, mais modernamente, exalativa com
contribuição magmática (Almada & Villas 1999; Villas & Santos 2001). Já as hipóteses
epigenéticas usualmente comparam Igarapé Bahia aos depósitos magmático-hidrotermais da
classe Óxidos de Fe-Cu-Au, também chamados de depósitos IOCG (Iron Oxide Copper Gold),
cujo exemplo mais notável é o da jazida gigante de Olympic Dam, na Austrália (e.g. Huhn &
Nascimento 1997; Tazava 1999; Tallarico et al. 2002a).
1
Os diversos estudos até agora desenvolvidos em Igarapé Bahia buscaram sempre, em
última instância, esclarecer a gênese do depósito, utilizando para isto técnicas variadas, como
petrografia, petrologia, litoquímica, química mineral, estudos de inclusões fluidas, isótopos
estáveis e geocronologia. Trabalhos importantes que merecem menção incluem os de Ferreira
Filho (1985), Ribeiro (1989), Sachs (1993), Zang & Fyfe (1995), Lindenmayer et al. (1998),
Almada & Villas (1999), Tazava & Oliveira (2000), Ronzê et al. (2000), Tallarico et al. (2000,
2002a), Villas & Santos (2001), Galarza et al. (2001), Villas et al. (2001) e Santos (2002).
Entretanto, apesar de todas estas pesquisas e à luz de novos dados e sondagens feitas em
Igarapé Bahia, verificou-se a necessidade de, por exemplo, esclarecer uma série de feições
geológicas presentes nas rochas encaixantes do depósito e, com base nisto, propor uma origem
coerente para as rochas fragmentárias hospedeiras do minério. Percebeu-se também a necessidade
de desenvolver um estudo mais criterioso sobre os fluidos que circularam pela área de Igarapé
Bahia, relacionando-os a eventos mineralizantes e comparando-os com os de outras áreas
mineralizadas a Cu-Au de Carajás. Da mesma forma, julgou-se importante neste estudo a
utilização de técnicas ainda não empregadas de modo sistemático no depósito como, por
exemplo, a geoquímica de isótopos estáveis de C, S e O, a fim de desvendar principalmente a
origem dos fluidos formadores do depósito. Considerou-se, finalmente, que seria relevante
discutir os modelos genéticos existentes para Igarapé Bahia, contrastando-os com os dados
obtidos nesta pesquisa.
1.2 – Objetivos
Após o presente capítulo introdutório, que discorre sobre aspectos gerais de Igarapé
Bahia, os objetivos da atual pesquisa e a metodologia empregada, segue-se um capítulo sobre a
geologia da Província Mineral de Carajás, compilado de inúmeros artigos e livros, cuja finalidade
principal é a de situar Igarapé Bahia dentro do contexto vulcanossedimentar arqueano do
Supergrupo Itacaiúnas, ao qual pertencem também outras importantes jazidas minerais da
Província Carajás.
No terceiro capítulo é descrita a geologia do depósito primário de Igarapé Bahia e
proposta uma origem para as rochas fragmentárias mineralizadas com base numa avaliação sobre
natureza e ambiente deposicional das rochas encaixantes e hospedeiras do minério. Esta
2
50°00'
Buritirama
.
E.F.C
I
as
iún
a
c
Ita
Pojuca
Gameleira
as
I
N1
N4
Azul
I
N5
I
I
I
ua
pe
b
I
I
6°00'
l
Sereno
I
Pa
ra
R io
Igarapé
Bahia
l
I
Rio
Salobo
l
I
Serra
Pelada
6°00'
Parauapebas
Núcleo
Curionópolis
Águas Claras
Província
Carajás
Serra Sul
Sossego
Brasil
0
10
20
30km
50°00'
Figura 1.1 – Mapa de localização do depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia (baseado em
Lindenmayer et al. 2001a)
3
4
avaliação baseou-se essencialmente em observações e dados petrográficos obtidos de
testemunhos de sondagens feitas em Igarapé Bahia. As idéias existentes sobre a origem das
rochas fragmentárias são também discutidas e comparadas com a proposta atual. Este capítulo
tem importantes implicações para o modelo geológico da área e é considerado fundamental para a
concepção genética do depósito.
No quarto capítulo é apresentado um estudo sobre fluidos que circularam por Igarapé
Bahia baseado principalmente em microtermometria de inclusões fluidas. Dados de espectroscopia Raman e microscopia eletrônica de fases presentes em inclusões e dados de microssonda
eletrônica obtidos em silicatos portadores de cloro associados ao minério também são mostrados.
Este estudo permitiu caracterizar fluidos de diferentes episódios hidrotermais que afetaram
Igarapé Bahia, estabelecendo sua natureza e relações com a deposição do minério. Foi feita
também uma avaliação sobre a existência de um padrão regional de fluidos salinos em Carajás,
com persistência através do tempo geológico, por meio de um levantamento de dados de outros
depósitos de Cu-Au da região.
O estudo de isótopos estáveis de C, S e O é desenvolvido no capítulo cinco, sendo o
primeiro trabalho mais abrangente feito sobre este tema em Igarapé Bahia. Este estudo tem como
objetivos fornecer a origem dos fluidos e metais e avaliar fatores como temperatura e possíveis
mecanismos de deposição, responsáveis pela formação do depósito.
No capítulo seis é feita uma discussão sobre os principais modelos propostos para Igarapé
Bahia e fornecida uma interpretação genética, a menos dogmática e mais coerente possível com o
ambiente geológico e os dados levantados nesta pesquisa. E, no capítulo final, são listadas as
principais conclusões deste estudo.
1.3 – Metodologia
Para esta pesquisa foram descritos detalhadamente nove furos de sondagem e parcialmente outros três furos, abrangendo aproximadamente 3000 m de testemunhos investigados.
Cerca de 250 fragmentos de testemunhos foram cedidos pela CVRD para análises. A CVRD
forneceu igualmente mapa geológico da mina de Igarapé Bahia com a localização dos furos
pesquisados, secções verticais e listagem de teores de Cu e Au.
5
Estudos petrográficos, sob luz transmitida e refletida, foram efetuados em 96 lâminas delgadas e
delgadas-polidas, utilizando microscópios do Instituto de Geociências da UNICAMP e da
CPRM-RJ. Análises em microscópio eletrônico com EDS acoplado, pertencente ao IGUNICAMP, permitiram a identificação ou caracterização química de alguns minerais essenciais e
de diversos acessórios que não puderam ser reconhecidos pelos métodos petrográficos
convencionais.
As composições químicas completas de anfibólios e cloritas presentes em quatro lâminas
delgadas-polidas foram determinadas em microssonda eletrônica pertencente ao Instituto de
Geociências da UFRGS. As condições de operação envolveram uma voltagem de aceleração de
15 kV, corrente do feixe de 10 nA, tempos de integração de 20 e 30 s e diâmetro do feixe de 1
µm (cloritas) e 5 µm (anfibólios). Minerais naturais e sintéticos foram utilizados como padrões.
Os programas Minfile e Amphibole foram utilizados no cálculo das fórmulas estruturais.
Os estudos de inclusões fluidas de sete lâminas bi-polidas foram feitos com utilização de
platina de aquecimento / resfriamento Linkam THMSG600 pertencente ao IG-UNICAMP,
adaptada a um microscópio petrográfico. Inclusões sintéticas Synflinc foram usadas para calibrar
o ponto triplo do CO2 (TfCO2= -56,6oC). A precisão das temperaturas medidas é de ± 0,1oC ao
longo do intervalo alcançado pela platina e a exatidão é de ± 0,2oC (T= -100oC a –20oC), 0,1oC
(T= -20oC a 30oC) e 5-10oC (T>100oC). Espectros Raman foram obtidos com o equipamento
Jobin Yvon T64000, acoplado a um detector CCD resfriado com N2 líquido, também pertencente
ao IG-UNICAMP. O feixe de laser de Ar, excitado com uma linha de 514,5 nm, foi irradiado nas
inclusões através de um microscópio a uma potência de saída na fonte de 500-600 mW. O tempo
de integração adotado durante a análise de cada espécie volátil é composto de cinco ciclos de 60 s
cada. Microscópio eletrônico com EDS foi utilizado na identificação de fases sólidas contidas em
inclusões. Nestas determinações as lâminas das amostras foram quebradas e inseridas
verticalmente no porta-amostras do microscópio para que a superfície recém-quebrada fosse
investigada.
Análises de isótopos estáveis de C, S e O foram executadas em 68 amostras de minerais
de Igarapé Bahia. A preparação das amostras envolveu a separação de grãos (2 a10 g) sob lupa
binocular e posterior moagem do material até a granulometria <150 µm. A separação da
magnetita (cerca de 1 g) das rochas mineralizadas foi feita através de moagem, separação
magnética com uso de imã de mão e pipeta, e nova moagem até a granulometria <106 µm. Grãos
6
de calcopirita (≥1 mg) foram separados da magnetita sob a lupa com pinça não-magnética e imã,
e triturados até a granulometria <0,5 mm.
As determinações de isótopos de C e O presentes em grãos de carbonato e em rochas
portadoras de carbonatos foram efetuadas no Laboratório de Ecologia Isotópica do CENA Centro de Energia Nuclear na Agricultura, em Piracicaba, SP. As análises requereram a
identificação prévia das fases carbonáticas por meio de difratometria de raios X, executada em
laboratório do Instituto de Geociências da USP. Os procedimentos para as medições isotópicas
envolveram ataque das amostras pulverizadas com ácido ortofosfórico, segundo método descrito
em McCrea (1950) e Al-Assam et al. (1990). O CO2 da reação foi coletado e purificado
criogenicamente e as razões isotópicas de C e O medidas através do espectrômetro de massa VG
Micromass 602. A precisão das análises foi considerada da ordem de ±0,3 per mil.
As análises de isótopos de O e S foram feitas no Light Stable Isotope Laboratory
(LSILab) do Serviço Geológico do Canadá (GSC), em Ottawa. O método de extração de isótopos
de oxigênio de silicatos e óxidos seguiu a técnica de Clayton & Mayeda (1963), utilizando o
pentafluoreto de bromo como reagente sobre amostras pulverizadas dentro de cilindros de níquel
aquecidos. O oxigênio liberado foi purificado e convertido em CO2 pela passagem por cilindro de
grafita. Os isótopos de enxofre de calcopiritas de Igarapé Bahia foram analisados através da
técnica designada MILES, ou Micro-Isotopic Laser Extraction System. Esta técnica foi
desenvolvida no próprio GSC (Taylor & Beaudoin 1993; Beaudoin & Taylor 1993; Beaudoin &
Taylor 1994 e Taylor 2001) e permite análises de pequenas quantidades de sulfetos pulverizados
(1 a 5 mg). O método envolve aquecimento da amostra em cadinho de níquel por uma radiação
laser de CO2 na presença de F2 puro. O processo é monitorado por meio de câmeras. O produto
formado, SF6, é purificado, condensado e coletado. Estas análises isotópicas foram processadas
em espectrômetro de massa Finnigan MAT 252.
7
8
CAPÍTULO 2
GEOLOGIA REGIONAL
A Província Mineral de Carajás (Santos 1981; Schobbenhaus et al. 1981; Docegeo 1988;
Faraco et al. 1996) abrange uma extensa área localizada no sudeste do Cráton Amazônico e
representa a mais importante região mineralizada do Brasil. Ela é parte integrante da Província
Amazônia Central, que é a porção do cráton não afetada pela Orogênese Transamazônica (2,2 –
1,9 Ga), e se constitui na única região bem caracterizada como arqueana do cráton (Fig. 2.1)
(Tassinari et al. 2000). A Província mineral em questão corresponde à Área Carajás do Bloco
Carajás-Iricoumé de Tassinari et al. (2000), ou ainda à Subprovíncia Carajás de Amaral (1984).
A Província Mineral de Carajás pode ser dividida, aproximadamente ao longo do paralelo
7o S e segundo a foliação regional WNW-ESE, nas subprovíncias Rio Maria a sul, mais antiga, e
Carajás s.s. a norte, mais jovem (e.g. Dardenne & Schobbenhaus 2001). A primeira é constituída
predominantemente por terrenos granito-greenstone com idades de ca.. 3,0 - 2,9 Ga para
supracrustais, 2,87 e 2,81 Ga para granitos e 2,80 Ga para tectono-metamorfismo e estabilização
(e.g. Pimentel & Machado 1994; Macambira & Lafon 1999). Granitos de 2,52 - 2,54 Ga também
são registrados. A Província Carajás s.s. é composta sobretudo por terrenos gnáissicos e
granulíticos e unidades vulcanossedimentares (e.g. Docegeo 1988) e contém os depósitos
minerais mais importantes da região, entre eles Igarapé Bahia, sendo especificamente o objeto do
texto a seguir.
Em termos de geologia regional da Província Mineral de Carajás s.s., deve-se reconhecer
como de importância maior as sínteses efetuadas por geólogos da Docegeo (e.g. Beisiegel et al.
1973; Hirata et al. 1982; Meireles et al. 1984; Docegeo 1988), da CPRM - Serviço Geológico do
Brasil (e.g. Araújo et al. 1988; Araújo & Maia 1991; Oliveira et al. 1994; Macambira & Vale
1997a) e de geólogos da área acadêmica (e.g. Macambira & Lafon 1995; Dall’Agnol et al. 1997;
Tassinari et al. 2000). Uma revisão histórica sobre as contribuições mais significativas à geologia
regional de Carajás é apresentada por Macambira & Vale (1997b).
Em termos de unidades geológicas, a Província Mineral de Carajás s.s. registra uma
história evolutiva que cobre boa parte do Arqueano Superior, com reativações importantes que se
9
estendem pelo menos até o limiar do Mesoproterozóico (Fig. 2.2). Em termos estruturais,
segundo Araújo & Maia (1991), a província corresponde geograficamente ao denominado
Cinturão de Cisalhamento Itacaiúnas, dentro do qual são distinguidos dois setores: a sul, um
sistema imbricado oblíquo, que exibe forte lenticularização de rochas granulíticas, gnaisses
variados, granitóides e rochas supracrustais; e, a norte, um sistema transcorrente com sequências
vulcanossedimentares associadas.
As unidades mais antigas da província são os mencionados granulitos, que constituem o
Complexo Pium (Hirata et al. 1982), e os gnaisses do Complexo Xingu (Silva et al. 1974), os
quais em conjunto dominam na parte sul da província Carajás s.s., conforme já referido. Os
primeiros incluem uma série de corpos máficos toleiíticos (na região do rio Pium) e félsicos
cálcico-alcalinos (na região do rio Cateté) com idade de cristalização de ca. 3,0 Ga (e.g.
Rodrigues et al. 1992). O Complexo Xingu, por sua vez, compreende gnaisses e granitóides
predominantemente granodioríticos, além de anfibolitos, com idades U-Pb em zircão de ca. 2,972,96 Ga (e.g. o Tonalito Arco Verde; Macambira & Lancelot 1996) e 2,86 Ga (Machado et al.
1991). Esta última idade corresponde aproximadamente àquela dos estágios finais da
consolidação dos terrenos granito-greenstone a sul e da crosta siálica sobre a qual provavelmente
se desenvolveu a Província Mineral de Carajás s.s. Boa parte dos granitóides intrusivos da região
de Rio Maria, por exemplo, registram estas mesmas idades (Pimentel & Machado 1994;
Macambira & Lafon 1999).
Sobreposta ao Complexo Xingu, ocorre uma sequência vulcanossedimentar de grande
importância econômica designada Supergrupo Itacaiúnas (Docegeo 1988), de cerca de 2,7 Ga
(Wirth et al. 1986; Trendall et al. 1998; Galarza & Macambira 2002). Na realidade, os terrenos
mineralizados da província se restringem em grande parte à área de ocorrência desta unidade. Ela
hospeda, entre outros, depósitos de Cu-Au economicamente muito significativos como os de
Salobo, Igarapé Bahia, Pojuca Corpo Quatro, Sossego e Cristalino, vastas formações ferríferas
fácies óxido como as de Serra Norte e Serra Sul e os depósitos de manganês de Sereno e
Buritirama (Fig.2.2). Uma das unidades vulcanossedimentares da Província Mineral de Carajás, o
Grupo Rio Novo de Hirata et al. (1982), é correlacionada com os greenstone belts da Província
Rio Maria (e.g. Docegeo 1988). Ela hospeda o sill máfico-ultramáfico de Luanga, mineralizado a
platinóides, e o pequeno depósito de cobre de Serra Verde. O sill registra idade de 2,76 Ga
(Machado et al. 1991).
10
68°W
Província Amazônia Central
> 2,3 Ga
Província Maroni-Itacaiúnas
2,3 Ga - 1,95 Ga
Província Ventuari-Tapajós
1,95 Ga - 1,8 Ga
Província Rio Negro-Juruena
1,8 Ga - 1,55 Ga
56°W
0°
Província Rondoniana-San Ignácio
1,55 Ga - 1,3 Ga
Província Sunsás
1,3 Ga - 1,0 Ga
Granitóides
Coberturas Sedimentares
Coberturas Vulcânicas ácidas e
intermediárias
Vulcanismo Máfico
Greenstone Belts
12°S
Complexo Granulítico
Faixas Móveis Neoproterozóicas
Cráton
Amazônico
Brasil
Paleoaltos:
1 - Iquitos
2 - Purus
3 - Itacoatiara
4 - Monte Alegre
5 - Gurupá
Figura 2.1 – Principais províncias geocronológicas do Cráton Amazônico, mostrando a
Província Amazônia Central e a área de Carajás (conforme Tassinari et al. 2000).
Figura 2.2 – Mapa geológico da parte norte da Província Mineral de Carajás (simplificado de
Docegeo 1988 e Tallarico et al. 2000)
11
12
O Supergrupo Itacaiúnas foi dividido por Docegeo (1988) em cinco unidades,
aproximadamente cronocorrelatas, designadas Igarapé Salobo, Igarapé Pojuca, Grão Pará,
Buritirama e Igarapé Bahia. O Grupo Igarapé Salobo engloba paragnaisses com intercalações de
anfibolitos, quartzitos com níveis de gnaisses e metarcóseos, e rochas formadas por quartzo,
magnetita e silicatos de ferro consideradas como formações ferríferas de fácies óxido-silicato,
que abrigam a jazida de Cu (Au, Mo, Ag) de Salobo. O Grupo Igarapé Pojuca contém
metavulcânicas básicas com alterações a cordierita-antofilita, xistos pelíticos e anfibolitos, além
de importante mineralização de Cu (Zn, Au, Ag) em litotipos bandados, considerados como
possíveis unidades ferríferas de fácies óxido-silicato semelhantes às do Grupo Salobo. A unidade
Grão Pará compõe-se de metabasaltos, metavulcânicas félsicas e uma importante unidade de
jaspilitos e minério de ferro que constitui a Formação Carajás. O Grupo Buritirama engloba
metassedimentos clásticos e químicos como quartzitos, mica xistos, xistos carbonatados, rochas
cálciossilicáticas e níveis de mármores manganíferos onde se localizam os depósitos de Mn de
Sereno e Buritirama.
O Grupo Igarapé Bahia – subunidade do Supergrupo Itacaiúnas que hospeda o depósito
homônimo objeto do presente trabalho - foi subdivido por Docegeo (1988) nas formações Grota
do Vizinho e Sumidouro. A primeira, basal, é constituída por metabasaltos hidrotermalizados,
rochas metassedimentares incluindo metapelitos, wackes, ritmitos e iron-formation com
magnetita, carbonato e sulfetos, e rochas metapiroclásticas de composição ácida a intermediária
(Ferreira Filho 1985), além de brechas mineralizadas a Cu-Au com fragmentos de formação
ferrífera bandada ou BIF, chert, púmice e rochas básicas. A Formação Sumidouro,
estratigraficamente superior, é constituída por metarenitos, em parte arcoseanos e ferruginosos,
com intercalações de metabasaltos, sendo considerada atualmente como parte da Formação
Águas Claras.
As rochas vulcânicas e sedimentares do Supergrupo Itacaiúnas sofreram metamorfismo de
fácies xisto verde inferior a anfibolito superior (e.g. Hirata et al. 1982; Docegeo 1988) e
deformação policíclica em regime dúctil e rúptil (e.g. Pinheiro & Holdsworth 2000). Para a
maioria dos pesquisadores (e.g. Gibbs et al. 1986; Docegeo 1988; Olszewski et al. 1989; Oliveira
et al. 1993; Lindenmayer & Fyfe 1992; Sachs & Batista 1994; Winter 1994; Réquia & Fontboté
2000; Villas & Santos 2001; Galarza & Macambira 2002; Galarza et al. 2002a), as sequências
vulcanossedimentares foram depositadas em ambiente distensivo de rift ensiálico. Outros autores,
13
entretanto, (e.g. Dardenne et al. 1988; Meirelles & Dardenne 1991; Teixeira & Eggler 1994)
defendem que elas foram desenvolvidas em associação com zonas de subducção. Um modelo
alternativo é apresentado por Araújo et al. (1988, 1991), que colocam como Grupo Grão Pará
todas as unidades do Supergrupo Itacaiúnas e os metassedimentos que o recobrem (vide abaixo),
e consideram que a respectiva bacia deposicional foi gerada e deformada em regime dúctil
durante evento transpressivo neoarqueano no âmbito do que os referidos autores denominaram
Cinturão de Cisalhamento Itacaiúnas. Neste caso, a bacia Carajás seria do tipo pull apart, gerada
na fase inicial transtensiva do processo, provavelmente em condições ensiálicas.
Sobreposta aparentemente em discordância angular (Beisiegel et al. 1973; Siqueira et al.
2001) às sequências vulcanossedimentares acima referidas, ocorre uma unidade metassedimentar
de cobertura, predominantemente siliciclástica e depositada em ambiente fluvial a marinho raso,
denominada Formação Rio Fresco ou, mais recentemente, Águas Claras (e.g. Ramos et al. 1984;
Nogueira et al. 1995). A unidade sofreu metamorfismo em fácies xisto verde inferior e
deformação dúctil a rúptil, apresentando uma idade mínima de 2645 ± 12 Ma baseada em
datações de zircões de uma intrusão de metagabro (Dias et al. 1996). A Formação Águas Claras
hospeda os depósitos de Au e platinóides de Serra Pelada (Meireles & Silva 1988), de manganês
do Azul e de Cu-Au filoneanos de Águas Claras e Breves (Silva & Villas 1998; Nunes et al.
2001).
Os terrenos constituídos pelas unidades metamórficas e depósitos minerais associados foram
afetados por vários eventos intrusivos, representados por (quartzo)-dioritos provavelmente
sinvulcânicos (Huhn et al. 1999a), granitos deformados do tipo A, com idades de ca. 2,7 Ga (e.g.
granitos Estrela, Planalto) e 2,5 Ga (e.g. granitos Old Salobo, Itacaiúnas; Machado et al. 1991;
Huhn et al. 1999a; Sardinha et al. 2001; Barros et al. 2001), sills e diques máficos toleiíticos
neoarqueanos (Ferreira Filho 1985; Dias et al. 1996; Tallarico et al. 2002a), corpos máficoultramáficos foliados tardi-arqueanos(?) tipo Santa Inês (Araújo et al. 1991) e anorogênicos
diferenciados paleoproterozóicos (2,38 Ga) da Suíte Cateté ou do “tipo Vermelho” (Macambira
& Vale 1997b; Macambira & Tassinari 1998; Macambira & Ferreira Filho 2002), e ainda
granitos cratogênicos de idade 1,88 Ga (e.g. granitos Carajás, Cigano e Breves; Wirth et al. 1986;
Dall’Agnol et al. 1997; Tallarico et al. 2002b). Aos dois últimos eventos citados estão
associados, respectivamente, depósitos supergênicos de níquel e indícios de platinóides (e.g.
14
Hulbert 1996), e jazimentos filoneanos de Cu-Au hospedados nos metassedimentos da Formação
Águas Claras (e.g. Tallarico et al. 2002b; Xavier et al. 2003).
Episódios intrusivos menores na região são representados por leucogranitos de 1,58 Ga
identificados por Lindenmayer et al. (2001a) na área de Pojuca-Gameleira, diques máficos
fanerozóicos que fornecem idades de 560, 500 e 225 Ma, e.g. na própria serra dos Carajás
(Tassinari et al. 2000, p. 49) e 198 Ma em Serra Pelada (Meireles & Silva 1988). Os corpos
mesozóicos, aparentemente bastantes comuns na região, são enfeixados na unidade Diabásio
Cururu (e.g. Macambira et al. 1997).
15
16
CAPÍTULO 3
GEOLOGIA DE IGARAPÉ BAHIA E ORIGEM DAS ROCHAS FRAGMENTÁRIAS
3.1 – Introdução
O depósito de Igarapé Bahia é constituído por um corpo de minério primário sulfetado de
Cu-Au, ainda não explorado, e por um depósito supergênico de ouro em gossan e lateritas, que
foi lavrado até recentemente pela CVRD. O corpo de minério primário, objeto do presente
estudo, corresponde a uma unidade de rochas fragmentárias hidrotermalmente alteradas, situada
em meio a rochas supracrustais da sequência vulcanossedimentar arqueana do Supergrupo
Itacaiúnas (Docegeo 1988).
Com relação à composição e textura, as rochas fragmentárias de Igarapé Bahia têm sido
tradicionalmente descritas (e.g. Tazava 1999; Almada & Villas 1999; Tallarico et al. 2000; Villas
& Santos 2001; Dreher & Xavier 2001; Santos 2002) como brechas heterolíticas, formadas por
clastos, em geral grossos, de rochas de diferentes tipos, englobados por uma matriz fina,
composta sobretudo por magnetita, carbonato, clorita e calcopirita disseminada a localmente
maciça. A presença adicional de ouro e de uma série de minerais acessórios portadores de
elementos como Co, Mo, U, P, ETRL, W, F, Mn, Pb, Sn, Ag, B e Cl tem sido também
mencionada. O termo “brecha”, no entanto, implica na presença de fragmentos líticos angulosos,
quando, na verdade, eles variam de angulosos a arredondados. Assim, prefere-se utilizar aqui o
termo “fragmentárias” para se referir a estas rochas clásticas grosseiras e heterolíticas.
Com respeito à morfologia, existe também certo consenso entre os diversos autores acima
citados de que as rochas fragmentárias de Igarapé Bahia constituem uma unidade extensa e
aproximadamente concordante com suas encaixantes.
Quanto à origem, no entanto, há controvérsias, com idéias em geral divididas entre os que
consideram que as rochas fragmentárias são rochas sindeposicionais (e.g. Almada & Villas 1999;
Villas & Santos 2001; Dreher & Xavier 2001) e aqueles que acreditam que elas se formaram
posteriormente, por processos hidrotermais ou hidráulicos (e.g. Tazava & Oliveira 2000; Ronzê
et al. 2000; Groves & Vielreicher 2001).
17
Neste capítulo, além de se descrever a geologia do depósito de Igarapé Bahia, será
explorado um modelo sindeposicional para as rochas fragmentárias portadoras da mineralização.
Este modelo relaciona a geração destas rochas fragmentárias a falhamento ativo ocorrido em
ambiente de rift. O evento aconteceu, ao que tudo indica, numa fase ainda precoce do
desenvolvimento da bacia de Igarapé Bahia, em um período marcado pela transição brusca de um
ambiente calmo e estável para um estágio tectonicamente instável, de aprofundamento da bacia.
Esta idéia foi apresentada resumidamente por Dreher & Xavier (2001) e será aqui abordada de
forma mais detalhada. Ela foi desenvolvida essencialmente com base em observações e análises
petrográficas de testemunhos de sondagem de Igarapé Bahia, com vistas a definir a constituição,
estratigrafia e ambiente geológico das rochas fragmentárias e suas encaixantes.
3.2 - Geologia do depósito de Igarapé Bahia
A jazida de Cu-Au de Igarapé Bahia constitui uma janela erosional no âmbito das rochas
metassedimentares da Formação Águas Claras (Figs. 2.2 e 3.1). O depósito está hospedado em
rochas da Formação Grota do Vizinho, do Grupo Igarapé Bahia, este último considerado por
Docegeo (1988) como a unidade superior, de fácies xisto verde baixo, da sequência
vulcanossedimentar arqueana designada de Supergrupo Itacaiúnas.
A parte superior do depósito de Igarapé Bahia compreende uma zona de gossan e lateritas
de cerca de 150 m de espessura que constituía a mina a céu aberto do Igarapé Bahia, de onde Au
foi lavrado até recentemente pela CVRD. A mina do Igarapé Bahia chegou a ser a maior mina de
ouro do Brasil, com uma produção média anual de 10 t de metal, aparentemente mantida até
meados de 2002, quando a operação mineira foi suspensa.
O corpo de minério primário de Igarapé Bahia, interceptado por furos de sonda a
profundidades de 150-200m, corresponde a uma unidade de rochas fragmentárias ricas em
calcopirita e magnetita. Esta unidade situa-se entre um conjunto basal (ou footwall), formado
principalmente por rochas vulcânicas máficas, e uma sequência superior (ou hanging wall),
dominantemente sedimentar (Figs. 3.1 e 3.2). Observações feitas em furos de sondagem
mostraram que a unidade fragmentária é aproximadamente concordante e possui contatos
gradacionais com suas encaixantes, conforme também verificado por Almada & Villas (1999).
Trata-se de um corpo grosseiramente tabular, de cerca de 2 km de comprimento e 30 a 100 m de
18
547000.0 X
548000.0 X
N
9334000.0 Y
9334000.0 Y
Diques máficos
F.346
FORMAÇÃO ÁGUAS CLARAS
Metarenitos
N
or
te
F.353
F.345
Ac
am
p.
GRUPO IGARAPÉ BAHIA
Metarritmitos, metabasaltos,
BIFs, tufos ?
C
or
po
F.382
Co
rp
o
Ac
am
p. F.349
Su
l
Rochas fragmentárias heterolíticas e hidrotermalitos com
magnetita, calcopirita e ouro
9333000.0 Y
80°
F.356
Metabasaltos maciços e brechados, BIFs, metassedimentos, andesitos, dacitos
F.14D
9333000.0 Y
F.332
Corpo Alemão
(projeção do nível 200)
A
80°
a
int
Tr
ro
Fu
F.353
0
F.392
125
250m
B
Secção mostrada na Fig. 3.2
B
80°
Furos de sondagem amostrados
A
o
rp
Co
Acamadamento
547000.0 X
548000.0 X
Figura 3.1 – Mapa geológico do depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia (levemente modificado de
CVRD 2000).
19
20
espessura, que foi dobrado juntamente com suas encaixantes formando uma estrutura
aproximadamente dômica. Posteriormente, esta estrutura foi cortada por diversas falhas e diques
máficos. Os três principais segmentos da unidade de rochas fragmentárias, conhecidos como
corpos de minério Acampamento Norte (ACN), Acampamento Sul (ACS) e Furo Trinta (F30),
mostram mergulhos acentuados e divergentes (cerca de 80o NW, NE e SE, respectivamente) e
configuram em planta uma estrutura semicircular (Fig. 3.1).
O chamado depósito Alemão, descoberto mais recentemente (Barreira et al. 1999; Soares
et al. 1999; Ronzê et al. 2000) e situado imediatamente a NW de Igarapé Bahia sob uma
cobertura de rochas metassedimentares da Formação Águas Claras (Fig.3.1), corresponde a um
segmento particularmente rico em Cu e Au do corpo Acampamento Norte (ACN). De acordo
com Santos (2002), o depósito Alemão contém rochas fragmentárias concordantes, semelhantes
às descritas para Igarapé Bahia, constituindo um corpo de cerca de 500m de extensão, 50 a 250m
de espessura, e mergulho quase vertical (Fig.3.3).
As reservas de minério primário, somente para o segmento Alemão, são estimadas em
170 Mt de minério @ 1,5% Cu e 0,8 g/t Au (Cordeiro 1999).
Datações isotópicas em zircões de rochas metavulcânicas e metassedimentares
encaixantes apresentaram idades da ordem de 2,74 - 2,75 Ga (Galarza et al. 2002b; Santos 2002;
Tallarico et al. 2002a). Os diversos diques máficos, não metamorfizados e indeformados, que
cortam as rochas de Igarapé Bahia segundo direção aproximada N-S, foram datados em 2,57 Ga
(Ferreira Filho 1985; Tallarico et al. 2002a) e em 2,31 Ga (Santos 2002).
A mineralização em Igarapé Bahia está essencialmente confinada à matriz das rochas
fragmentárias e compreende calcopirita fina, disseminada a localmente maciça, associada a
magnetita, ouro e outros sulfetos mais raros, como bornita, molibdenita, cobaltita, pirita e
digenita. Uma intersecção de sulfeto maciço de cerca de 40 m é citada por Barreira et al. (1999)
no corpo Alemão.
Calcopirita fina ocorre também disseminada em alguns metabasaltos brechados da
unidade basal e preenche poros, fraturas e constitui nódulos esparsos nos metassedimentos da
sequência superior. A calcopirita está igualmente presente em veios, em geral planares, de
espessura centimétrica e granulação grossa, onde se associa principalmente com quartzo e calcita.
Estes veios representam uma mineralização subeconômica em Igarapé Bahia, e atravessam a
unidade de rochas fragmentárias, as rochas metavulcânicas e metassedimentares encaixantes, e
21
também as rochas metassedimentares mais novas da Formação Águas Claras que recobrem parte
do corpo de minério ACN. Veios contendo calcopirita e, mais raramente, magnetita e hematita
especular cortam igualmente alguns dos diques máficos, indicando que pelo menos parte destes
veios é mais jovem do que 2,57 Ga. Os corpos de brechas hidráulicas, registrados por Santos
(2002) em galerias de acesso ao corpo Alemão, provavelmente também fazem parte destes
eventos tardios de venulação que afetaram Igarapé Bahia. As brechas mencionadas estão
instaladas em metarenitos da Formação Águas Claras e são cimentadas por quartzo e calcita.
Datações Pb/Pb em calcopiritas dos corpos de minério de Igarapé Bahia apresentaram
idades de 2768 ± 29 Ma (Villas & Santos 2001) e 2764 ± 22 Ma (Galarza et al. 2002a),
indicativas, segundo estes autores, de que a mineralização nas rochas fragmentárias é singenética
e aproximadamente contemporânea à deposição das rochas vulcânicas e sedimentares
encaixantes. Entretanto, para Tallarico et al. (2002a), a mineralização em Igarapé Bahia é
epigenética e cerca de 175 Ma mais jovem que suas encaixantes, com base em idades U-Pb de
2575 ± 12 Ma obtidas em monazita encontrada na matriz da rocha fragmentária. Santos (2002),
por sua vez, acredita que as idades de 2,5 e 2,2 Ga obtidas em sulfetos e ouro do corpo Alemão,
indicariam, respectivamente, uma deposição epigenética de minério e uma remobilização
posterior, embora a existência de uma mineralização a Cu-Au mais antiga, de cerca de 2,7 Ga de
idade, seja considerada provável pelo autor.
3.2.1 – Rochas metavulcânicas basais
As rochas sotopostas à unidade fragmentária mineralizada de Igarapé Bahia são
principalmente metabasaltos, que exibem estruturas em geral maciças, amigdaloidais ou
brechadas. BIFs a quartzo-magnetita, diabásios, chert e metassedimentos clásticos também estão
presentes. Estudos geoquímicos desenvolvidos por Sachs (1993) indicaram a presença de raros
andesitos e dacitos associados aos basaltos e mostraram que o vulcanismo em Igarapé Bahia é de
filiação toleiítica. Dardenne et al. (1988), entretanto, sugeriram que as rochas máficas de Igarapé
Bahia exibem um padrão geoquímico semelhante ao de vulcânicas cálcico-alcalinas de arco
magmático.
Os metabasaltos maciços e amigdaloidais são considerados como pertencentes a derrames
pela sua granulação fina e seu caráter estratiforme. Feições como pillows não foram reconhecidas
22
100.0 X
300.0 X
500.0 X
A
600.0 Z
600.0 Z
B
Diques máficos
GRUPO IGARAPÉ BAHIA
Metarritmitos, metabasaltos,
BIFs, tufos ?
Rochas fragmentárias heterolíticas e hidrotermalitos com
magnetita, calcopirita e ouro
Metabasaltos maciços e brechados, BIFs, metassedimentos, andesitos, dacitos
50
400.0 Z
400.0 Z
50m
100m
300.0 X
100.0 X
Traço geral da foliação/acamadamento
500.0 X
Figura 3.2 – Secção vertical do corpo Furo Trinta (levemente modificada de CVRD 2000).
SW
NE
600m
F. Águas Claras
Diques
máficos
500m
400m
300m
200m
Metassedimentares
Zona Mineralizada
Metavulcânicas
100m
Figura 3.3 – Secção vertical do corpo Alemão (extraída de Santos 2002).
23
24
nos testemunhos. Estes metabasaltos estão fortemente cloritizados e mostram, ao microscópio,
uma foliação leve e uma composição à base de clorita, plagioclásio sódico e pontuações dispersas
de opacos. As amígdalas são ocupadas por quartzo e clorita e são em geral pequenas e escassas
(Foto 3.1), sugerindo, de acordo com Ferreira Filho (1985), um conteúdo baixo de voláteis no
magma.
Os metabasaltos brechados (Foto 3.2) ocorrem alternados com os basaltos maciços e
amigdaloidais e são frequentes nas proximidades da unidade de rochas fragmentárias
mineralizadas. São em geral formados por partículas angulosas de basalto ou vidro vulcânico
cloritizado, cimentadas por quartzo (Foto 3.3). Estes metabasaltos brechados são comparáveis a
autobrechas e hialoclastitos formados in situ, considerados como produtos de vulcanismo nãoexplosivo e originados por congelamento e fragmentação de lavas em contato com água do mar
(McPhie et al. 1993). Típicas rochas piroclásticas, compostas de partículas de cristais, púmice ou
shards vítreos, não foram identificadas nesta unidade.
3.2.2 – Rochas fragmentárias mineralizadas
A extensa unidade de rochas fragmentárias de Igarapé Bahia (Fig. 3.1) é formada por
rochas heterolíticas em geral matriz-suportadas, embora variedades clasto-suportadas também
estejam presentes (Fotos 3.4 a 3.10). A seleção e arredondamento dos clastos são em geral
pobres, com fragmentos variando de 1 mm a mais de 1 m de tamanho e exibindo formas
angulosas a subarredondadas. Texturas do tipo jigsaw-fit, características de fragmentação in situ,
não foram encontradas. Clastos orientados e alinhados são observados localmente, embora a
estrutura das rochas fragmentárias, de modo geral, não mostre acamadamento.
Os fragmentos líticos são principalmente de metabasaltos e BIFs a quartzo-magnetita
(Fotos 3.4 a 3.10), sendo mais raros os fragmentos de chert (Fotos 3.4, 3.11 e 3.12), BIFs
brechados (Foto 4.1) e metassedimentos clásticos. Os fragmentos de metabasalto mostram as
mesmas estruturas - maciça, amigdaloidal e brechada – exibidas pelas rochas vulcânicas basais. A
presença de partículas de BIF indica que níveis de formações ferríferas de fácies óxido recobriam
as lavas básicas em Igarapé Bahia, o que é uma feição comum na região de Carajás.
A matriz das rochas fragmentárias é fina, maciça ou, mais comumente, foliada e composta
principalmente por minerais ferríferos como magnetita, Fe-clorita, siderita e calcopirita. Estes
25
Fotos 3.1 a 3.8 – Rochas metavulcânicas basais e fragmentárias de Igarapé Bahia.
3.1 – Testemunho de sondagem de metabasalto cloritizado (mb), contendo pequenas amígdalas
preenchidas por quartzo. Amostra BAH F 392 / 301,70m
3.2 – Hialoclastito. A metade esquerda do testemunho mostra um basalto brechado em que os
fragmentos não estão bem definidos. Na metade direita, entretanto, os fragmentos mostram
contornos angulosos e uma textura do tipo jigsaw, característica de fragmentação in situ por
congelamento da lava em contato com água do mar. Amostra BAH F 382 / 162,30m.
3.3 – Fotomicrografia de um hialoclastito, composto de fragmentos angulosos, cloritizados, de
basalto ou vidro basáltico, envolvidos por uma matriz rica em quartzo. Amostra BAH F 392 /
345,40m. Luz plano-polarizada
3.4 – Rocha fragmentária heterolítica matriz-suportada, contendo grandes fragmentos angulosos
de BIF a quartzo-magnetita e fragmentos menores, arredondados, de chert, no meio de uma
matriz fina. Amostra BAH F 392 / 340,60m.
3.5 – Rocha fragmentária heterolítica clasto-suportada, formada por partículas arredondadas de
BIF e metabasalto (mb). Amostra BAH F 353 / 177,35m.
3.6 – Rocha fragmentária matriz-suportada, contendo um grande clasto anguloso de BIF no meio
de uma matriz fina, foliada, composta por anfibólios ferríferos, estilnomelano, magnetita e
calcopirita. Amostra BAH F 353 / 166,75m.
3.7 – Rocha fragmentária formada por grandes clastos arredondados de metabasalto maciço (mb)
envolvidos por uma matriz foliada formada principalmente por siderita e calcopirita estirada.
Amostra BAH F 382 / 241,00m.
3.8 – Rocha fragmentária matriz-suportada formada por pequenas partículas de BIF e mais
raramente chert, em meio a uma matriz clorítica fortemente foliada. Amostra BAH F 356 /
278,30m.
26
amígdalas
mb
Foto 3.1
Foto 3.2
BIF
chert
Foto 3.3
Foto 3.4
BIF
mb
BIF
Foto 3.5
Foto 3.6
BIF
mb
BIF
Foto 3.7
Foto 3.8
27
28
minerais representam, de acordo com Villas & Santos (2001), os quatro principais processos de
alteração hidrotermal aos quais as rochas fragmentárias foram submetidas, a saber, cloritização,
magnetitização, carbonatização e sulfetação. Outros minerais, como estilpnomelano, anfibólios
ferríferos, apatita, quartzo, cobaltita, molibdenita, turmalina, allanita, bornita e digenita, são
localmente importantes. Componentes mais raros são pirita, calcocita, covelita, fluorita, biotita,
ferberita, cassiterita, ferropirosmalita, carbonatos de terras raras, monazita, uraninita, hessita,
altaita e ilvaita (Sutec/CVRD 1996; Tazava 1999; Tallarico et al. 2000; Tallarico 2002). Segundo
Villas & Santos (2001), os teores de U variam de 14 a 160 ppm nas brechas, e o ΣETR varia de
46 a 377 ppm nas brechas mais ricas em carbonatos, com ΣETRL / ΣETRP de 8 a 17. A
ocorrência de grunerita, cummingtonita, de sulfetos como pirrotita, arsenopirita, galena e
esfalerita, e de enriquecimentos em ETRL de cerca de 9 mil vezes o padrão condrítico são
mencionados por Santos (2002) nas rochas magnetíticas do corpo Alemão.
O ouro ocorre em geral associado a sulfetos como cobaltita e calcopirita (Bocalon 1997;
Daleffe 2001; Santos 2002), mas também foi visto em inclusões na monazita, em silicatos e em
carbonatos (Sutec/CVRD 1996; Tallarico et al. 2000). A magnetita da matriz tende a exibir
formas variadas e tamanho mais irregular do que a magnetita que ocorre nos clastos de BIF
(Fotos 3.13, 3.14 e 5.6), parecendo em alguns casos ter sido corroída pela calcopirita. A
calcopirita é sempre anedral, situada entre os outros minerais (Fotos 3.13 e 5.6), indicando
cristalização tardia ou remobilização durante o metamorfismo, esta última considerada uma
feição inerente aos sulfetos mais dúcteis como calcopirita ou esfalerita (Vokes 2000). Cavidades
preenchidas por anfibólios ou quartzo (Foto 4.8) foram observadas em alguns locais. Rochas
fragmentárias excepcionalmente ricas em matriz, com um acamadamento difuso e contendo
clastos pequenos, dispersos, parcialmente corroídos e substituídos por materiais da matriz (Fotos
3.9, 5.3 e 5.5), também ocorrem, particularmente em intervalos profundos do corpo Alemão e na
parte norte do corpo ACS. Estas rochas são chamadas de hidrotermalitos por vários autores
(Ronzê et al. 2000; Tazava & Oliveira 2000; Santos 2002) e são constituídas quase que
inteiramente por sulfetos e magnetita.
O metamorfismo leve, de fácies xisto verde inferior, que afetou as rochas fragmentárias,
produziu franjas de pressão de clorita e carbonato adjacentes aos litoclastos, uma foliação em boa
parte das rochas (Fotos 3.6, 3.7, 3.8, 3.10 e 3.12) e um estiramento na calcopirita, este último
evidente nas Fotos 3.7, 5.2 e em diversos testemunhos de sondagem do corpo Alemão (ver fotos
29
Fotos 3.9 a 3.16 – Rochas fragmentárias de Igarapé Bahia.
3.9 – Rocha fragmentária matriz-suportada contendo clasto de BIF arredondado e corroído. A
matriz é composta por magnetita, sulfeto e silicatos ferríferos. Amostra BAH F 353 / 183,35m.
3.10 – Rocha fragmentária contendo clastos de metabasalto (mb) e uma matriz algo foliada
composta por siderita e calcopirita. Amostra BAH F 382 / 311,76m.
3.11 – Fotomicrografia de rocha fragmentária composta por partículas de chert no meio de uma
matriz rica em silicatos ferríferos.. Amostra BAH F 353 / 217,60m. Luz plano-polarizada.
3.12 – Fotomicrografia de rocha fragmentária contendo partículas de chert parcialmente alterado,
envolto por uma matriz foliada composta por clorita ferrífera, carbonato e calcopirita disseminada
(em preto). Amostra BAH F 382 / 287,15m. Luz plano-polarizada
3.13 – Fotomicrografia de uma concentração de magnetita (mag) e calcopirita (ccp) na matriz de
rocha fragmentária. A magnetita exibe tamanho irregular e formas desde euédricas até anédricas.
A calcopirita ocorre tipicamente em espaços entre os outros minerais. Amostra BAH F 353 /
177,35m. Luz refletida.
3.14 – Fotomicrografia de um clasto de BIF em rocha fragmentária. A magnetita (mag) do BIF
tende a ser idiomórfica e de granulação mais regular do que a magnetita que ocorre pela matriz.
Amostra BAH F 353 / 177,35m. Luz refletida.
3.15 – Fotomicrografia do contato entre um clasto de metabasalto (mb) e a matriz de rocha
fragmentária, formada principalmente por clorita, calcopirita, carbonato e magnetita. O
metabasalto mostra uma foliação (marcada em tracejado) que segue a mesma direção da foliação
da matriz. Amostra BAH F 382 / 287,15m. Luz plano-polarizada.
3.16 – Fotomicrografia mostrando um clasto de metachert impuro imerso em matriz foliada, rica
em clorita, siderita, calcopirita e magnetita. O clasto exibe uma foliação (marcada em tracejado)
na mesma direção daquela da matriz. Amostra BAH F 345 / 197,70m. Luz plano-polarizada.
30
mb
BIF
Foto 3.9
Foto 3.10
chert
chert
Foto 3.11
Foto 3.12
mag
ccp
mag
BIF
Foto 3.13
Foto 3.14
chert
mb
Foto 3.15
Foto 3.16
31
32
apresentadas em artigos de Ronzê et al. 2000 e Santos 2002). Este evento metamórfico deve ser
também o responsável pela deformação e recristalização parcial do quartzo de cavidades (Foto
4.9) e pela foliação exibida pela maioria dos fragmentos líticos, a qual segue a mesma direção da
foliação da matriz que os engloba (Fotos 3.15 e 3.16).
3.2.3 – Rochas metassedimentares superiores
As rochas que recobrem a unidade de rochas fragmentárias mineralizadas são sobretudo
rochas metassedimentares clásticas como arenitos, siltitos e argilitos. Mais raramente ocorrem
BIFs, metabasaltos, diabásios, cherts e possíveis tufos nesta sequência. As rochas
metassedimentares foram designadas de ritmitos por Docegeo (1988) e são consideradas aqui
como uma sequência turbidítica, conforme já definido anteriormente por Bocalon (1997).
Os metarenitos apresentam cores cinza claras ou cinza esverdeadas claras e comumente
constituem camadas de espessura centimétrica com bases planas bem definidas e acamadamento
gradacional, transicionando para siltitos e argilitos. Entretanto, leitos de arenitos maciços, de até
1m de espessura, sem seleção visível de partículas e desprovidos de qualquer estratificação
interna, também estão presentes, principalmente nas partes mais inferiores da sequência
sedimentar. Estas rochas provavelmente resultam de deposição rápida a partir de correntes de
turbidez de alta densidade (Einsele 1991). Os siltitos e argilitos são em geral mais escuros do que
os arenitos e são mais frequentes nas partes intermediária e superior da unidade metassedimentar,
constituindo estratos milimétricos, plano-paralelos, que se alternam regularmente, formando
espessas sequências laminadas (Fotos 3.17 e 3.18). Estas rochas são comumente interpretadas
como turbiditos distais, do tipo D-E (Bouma 1962), depositados a partir de correntes de turbidez
de média a baixa densidade.
As rochas da unidade metassedimentar são compostas principalmente por clorita, sericita,
grãos de quartzo angulosos a subarredondados, algum feldspato e biotita. Os metarenitos
comumente contêm fragmentos líticos mais ou menos arredondados de chert, chert ferrífero e
rochas vulcânicas básicas a ácidas. Certos arenitos englobam também fragmentos alongados,
cinza escuros, de argilito. (Fotos 3.19 e 3.20). Estes fragmentos foram interpretados por Ferreira
Filho (1985) como pedaços achatados de púmice contidos em rochas piroclásticas intermediárias
a ácidas, mas são considerados aqui como intraclastos, ou rip-up clasts, de argilito, que
33
Fotos 3.17 a 3.22 – Rochas metassedimentares superiores de Igarapé Bahia
3.17 – Testemunho de sondagem de um ritmito pertencente à sequência metassedimentar superior
de Igarapé Bahia, mostrando uma estrutura laminada indeformada, constituída por camadas
alternadas de siltito e argilito. Amostra BAH F 356 / 160,00m.
3.18 – Amostras de turbiditos finos (siltito-argilito-turbiditos ou ritmitos), exibindo acamadamento deformado por dobras e micro-falhas. Amostras do furo BAH F 353.
3.19 – O testemunho de sondagem à esquerda (BAH F 07 / 255,80m) consiste num arenito
contendo fragmentos escuros, alongados e alinhados, de argilito, possivelmente intraclastos de
lama, derivados da erosão de camadas de argilito. Os outros testemunhos à direita (BAH F 09 /
213,00m e BAH F 07 / 256,00m) exibem clastos de argilito (escuros) dentro de arenitos (cinza
claros) provavelmente originados por processos de liquefação e fluidização.
3.20 – Fotomicrografia de um metarenito grosseiro, foliado, composto por partículas
subarredondadas de chert e de vulcânicas básicas e ácidas, e um grande fragmento alongado e
escuro de argilito. Amostra BAH F 14D / 396,00m.
3.21 – Testemunho de um BIF à magnetita e clorita da unidade metassedimentar superior,
exibindo um acamadamento perturbado por diminutas falhas. Amostra BAH F 392 / 287,95m.
3.22 – Rocha metassedimentar mostrando feições de ruptura (disruption), provavelmente
causadas por slump e processos de liquefação sinsedimentares associados a falhamento. Amostra
BAH F 392 / 248,30m.
34
Foto 3.17
Foto 3.18
Foto 3.19
Foto 3.20
Foto 3.21
Foto 3.22
35
36
correspondem a partículas que se desprenderam do substrato pelítico por erosão causada por
correntes de turbidez de alta densidade. Piroclastos juvenis, como púmices ou shards vítreos, não
foram identificados nestas rochas, indicando que as mesmas não são produtos eruptivos, mas
essencialmente depósitos detríticos resultantes de retrabalhamento de material vulcanogênico,
conforme definido em McPhie (1993). Talvez as únicas rochas piroclásticas estritamente
primárias nesta sequência sejam alguns raros níveis de material ácido fino e laminado (tufáceo?)
intercalados nos sedimentos detríticos.
Características frequentes nas rochas metassedimentares superiores são a abundância de
estruturas de escorregamento, slump e ruptura (disruption), e a presença de intervalos de brechas
e conglomerados. Estas feições ocorrem em meio a níveis indeformados, o que sugere que elas se
formaram in situ, relacionadas a distúrbios tectônicos repetidos, provavelmente associados a
falhas de crescimento. Os turbiditos mais finos, laminados, assim como certos horizontes de BIF,
geralmente exibem um acamadamento ondulado, causado por pequenas dobras e micro-falhas
(Fotos 3.18 e 3.21), que pode indicar que os sedimentos estavam apenas parcialmente litificados à
época da deformação. Os turbiditos areníticos, de granulação mais grossa, mostram, por sua vez,
feições de ruptura (disruption) (Fotos 3.19 e 3.22), possivelmente relacionadas a processos de
liquefação e fluidização (Lowe 1975), enquanto que as camadas de brechas e conglomerados
atestam processos de deformação ainda mais avançados, envolvendo desagregação ou mesmo
retrabalhamento de sedimentos localmente derivados.
3.3 – Ambiente deposicional
A presença de BIFs, chert, hialoclastitos e autobrechas associados aos derrames básicos
demonstra que as rochas da unidade inferior foram formadas em um ambiente submarino. Dreher
& Xavier (2001) chegaram a sugerir, com base na fraca vesiculação das lavas e na ausência de
produtos piroclásticos associados, que o ambiente de deposição destas rochas seria marinho
profundo. Entretanto, de acordo com Huston & Cas (2000), as características referidas não
representam critérios confiáveis de uma profundidade específica de lâmina d’água. As feições
mencionadas, não obstante, atestam o caráter não-explosivo do vulcanismo básico em Igarapé
Bahia. Os níveis de BIF e chert associados às rochas básicas são diagnósticos de períodos de
37
estabilidade tectônica e quiescência vulcânica, que possibilitaram a precipitação química a partir
de fluidos hidrotermais descarregados no fundo do mar.
Com relação às rochas fragmentárias, a predominância de clastos de basalto e BIF mostra
que a maioria dos fragmentos nelas contidos deriva da unidade sotoposta. Pode-se considerar,
portanto, que estas rochas representam uma unidade intraformacional, localizada sobre as
vulcânicas e formando a base da sequência sedimentar. As rochas fragmentárias de Igarapé Bahia
são comparáveis a depósitos de fluxo de detritos ou debris flow, como notificado anteriormente
por Almada & Villas (1999) e Dreher & Xavier (2001). A comparação com debris flows refere-se
ao caráter concordante da unidade fragmentária, à estrutura de modo geral matriz-suportada e não
acamadada das rochas e à presença dominante de clastos mal selecionados e pouco arredondados,
conforme definição de Einsele (1991). De acordo com este autor, depósitos de debris flow
geralmente assinalam eventos súbitos de subsidência relacionados a falhas ativas.
A presença de turbiditos na unidade metassedimentar, por sua vez, indica que um
ambiente marinho profundo prevaleceu durante a deposição daquelas rochas. Pelo exposto, a
sequência metassedimentar compreende, resumidamente, uma unidade basal de rochas
fragmentárias ou debris flows, recoberta por turbiditos areníticos exibindo abundantes estruturas
de slump e desagregação. Este conjunto constitui os chamados fluxos de massa ou fluxos
gravitacionais (Tucker 1981; Einsele 1991), que, em ambientes de rift, marcam episódios de
distensão e colapso de parte do assoalho marinho adjacente a falhas de crescimento (Fig. 3.4). Os
turbiditos síltico-argilosos, também com feições de slump associadas, representam o
preenchimento subsequente da bacia por sedimentos mais finos, igualmente acompanhado por
atividade tectônica recorrente ao longo da falha.
3.4 – Hipóteses existentes sobre a origem das rochas fragmentárias
O depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia tem sido considerado em diversas publicações
recentes (Barreira et al. 1999; Tazava & Oliveira 2000; Ronzê et al. 2000; Groves & Vielreicher
2001) como um depósito da classe Óxidos de Fe Cu-Au definida por Hitzman et al. (1992), em
função da abundância de magnetita, da associação geoquímica de elementos no minério (e.g. Fe,
Cu, Au, U e ETR) e da concentração do minério em rochas consideradas como brechas
hidrotermais ou hidráulicas. Tanto as brechas como o minério são interpretados como
38
epigenéticos e formados simultaneamente, sendo comparáveis àqueles que ocorrem no depósito
proterozóico de Cu-Au de Olympic Dam, na Austrália. Datações efetuadas recentemente por
Tallarico et al. (2002a) e Santos (2002), dando resultados de cerca de 2,5 Ga para a
mineralização, são utilizadas como forte argumento para demonstrar o caráter epigenético das
brechas e da mineralização associada.
Entretanto, os dados coletados até aqui tornam a hipótese epigenética de origem das
rochas fragmentárias de Igarapé Bahia difícil de ser sustentada, particularmente com relação à
idade de 2,5 Ga indicada para sua formação. Um dado importante refere-se ao caráter
concordante, ou strata-bound, da unidade fragmentária, confinada ao contato entre as rochas
vulcânicas basais e os metaturbiditos superiores. Brechas hidrotermais ou hidráulicas não teriam,
a rigor, porque se limitar a um horizonte estratigráfico e formariam, mais provavelmente, um
corpo irregular de brechas, que poderia atravessar diferentes unidades. As rochas fragmentárias
também não exibem texturas do tipo jigsaw, típicas de brechas hidráulicas e indicativas de
fragmentação in situ. Outras evidências levantadas mostram que as rochas fragmentárias estão de
modo geral foliadas, tendo-se formado, portanto, antes do metamorfismo, dobramento e
verticalização das rochas do grupo Igarapé Bahia, sendo cortadas por um enxame de diques
máficos indeformados, de 2,5 Ga de idade (Ferreira Filho 1985; Tallarico et al. 2002a), que
atravessam a área do depósito, como pode ser visto na figura 3.1. Além disso, secções geológicas
do corpo Alemão apresentadas por Barreira et al. (1999), Ronzê et al. (2000) e Santos (2002),
uma das quais encontra-se reproduzida na Fig. 3.3, mostram claramente que as rochas
fragmentárias não interceptam os metarenitos da Formação Águas Claras. Caso as brechas
fossem realmente formadas em 2,5 Ga elas teriam que, obrigatoriamente, atravessar o bloco da
unidade Águas Claras que recobre o corpo Alemão, como ocorre com os diques máficos desta
mesma idade. Este fato mostra que as rochas fragmentárias são certamente mais antigas do que
2,5 Ga e que as datações desta idade, obtidas no minério por Tallarico et al. (2002a) e Santos
(2002), não representam a idade de formação das rochas fragmentárias. Como até o momento não
foram encontradas rochas mineralizadas semelhantes às de Igarapé Bahia hospedadas na unidade
Águas Claras, pode-se admitir que as rochas fragmentárias são anteriores à deposição dos
arenitos daquela unidade – cuja idade mínima é de 2645 Ma (Dias et al. 1996) – e foram geradas,
Provavelmente, em época coincidente ou próxima à da deposição das rochas do Grupo Igarapé
Bahia.
39
Almada & Villas (1999) e Villas & Santos (2001) interpretam Igarapé Bahia como um
depósito de magnetita-Cu-Au gerado em um sistema vulcanogênico exalativo com participação
magmática. As rochas fragmentárias seriam, segundo os autores mencionados, contemporâneas
às suas hospedeiras e geradas por um evento explosivo de natureza freática, seguido de
redeposição sob a forma de um depósito de debris flow. Os argumentos utilizados por Villas &
Santos (2001) para a origem singenética das rochas fragmentárias são em parte os mesmos
mencionados no parágrafo anterior, tendo como principal reforço o conjunto de datações feitas
em sulfetos disseminados nos corpos de minério, que forneceram valores de 2768 Ma, muito
próximos à idade das encaixantes do Grupo Igarapé Bahia. Entretanto, o evento explosivo de
fragmentação gerador das brechas, mencionado por Villas & Santos (2001), não deve ter tido
relação com uma erupção vulcânica ou um evento freato-magmático, pois não foram encontradas
evidências de vulcanismo explosivo em Igarapé Bahia. Um evento puramente freático, por sua
vez, é uma possibilidade bastante consistente, embora Almada & Villas (1999) e Villas & Santos
(2001) devessem também ter ressaltado que seria necessária uma forte quebra no relevo
submarino para explicar o transporte do material ejetado e sua acumulação sob a forma de um
extenso depósito de debris flow.
3.5 – Origem proposta neste trabalho
A alternativa colocada neste trabalho considera as rochas fragmentárias como um
depósito singenético de debris flow, relacionado a uma antiga falha de crescimento provavelmente situada próximo ao depósito (Fig 3.5). A semelhança com depósitos de debris flow referese não somente à estrutura de modo geral matriz-suportada das rochas fragmentárias de Igarapé
Bahia, mas também ao caráter strata-bound da unidade e a seu conteúdo à base de clastos mal
selecionados e localmente derivados. A presença de antigas falhas de crescimento em Igarapé
Bahia deve ser considerada como altamente provável, pois falhas deste tipo são comuns em
ambientes de rift, permanecendo ativas durante boa parte da evolução destes ambientes. De
acordo com Sangster (1999), os depósitos de debris flow podem ser usados como evidência de
que falhas de crescimento existiram, embora em muitos casos elas possam estar mascaradas por
intrusões ígneas posteriores ou reativações tectônicas.
40
A
FALHAS
ATIVAS
SEDIMENTOS
JOVENS
ROCHAS
ANTIGAS
DEBRIS-FLOWS
TURBIDITOS
ARENÍTICOS E
ARGILOSOS
B
CORRENTES DE
TURBIDEZ DE
BAIXA DENSIDADE
CORRENTES DE
TURBIDEZ DE
ALTA DENSIDADE
E VELOCIDADE
DEPÓSITOS DE
DEBRIS-FLOWS
TURBIDITOS
ARENÍTICOS
TURBIDITOS
ARGILOSOS
Figura 3.4 – Depósitos de fluxo de massa ou fluxo gravitacional. (A) Ambiente deposicional
junto a falhas ativas em ambiente de rift. (B) Principais feições (modificado de Einsele 1991).
A
Nível do mar
B
?
?
Metabasaltos
BIFs
Rochas fragmentárias
Metaturbiditos
Figura 3.5 – Modelo de geração e evolução das rochas fragmentárias de Igarapé Bahia.
(A) Durante o arqueano; (B) Situação atual.
41
42
Outras indicações da existência de primitivas falhas de crescimento são a presença dos
turbiditos sobrepostos às rochas fragmentárias, representando prováveis fluxos gravitacionais, e
as frequentes estruturas de escorregamento e ruptura (disruption) verificadas naquelas rochas,
indicativas de instabilidade tectônica. A alta concentração de diques máficos na área de Igarapé
Bahia pode igualmente significar que o local continha falhas muito antigas e profundas, que
foram reativadas ao longo do tempo, tornando a área estruturalmente permeável a magmatismo e
também à ação de fluidos mineralizantes (e.g. Hodgson 1989).
Rochas fragmentárias como as de Igarapé Bahia são importantes pela sua porosidade e
permeabilidade, o que as torna susceptíveis a processos de mineralização por substituição e
preenchimento (Dreher & Xavier 2001). As evidências neste sentido são o confinamento da
mineralização quase que exclusivamente à unidade fragmentária, particularmente à sua matriz, e
os indícios de corrosão e substituição dos litoclastos. Este assunto será retomado no Capítulo 6.
Rochas fragmentárias semelhantes às que ocorrem em Igarapé Bahia são reportadas de
outros locais da região de Carajás, como nos depósitos de Pojuca Corpo Quatro (Winter 1994) e
próximo ao depósito de ferro N4E (Hoppe et al. 1987). Os autores mencionados consideram estas
rochas como brechas ou conglomerados intraformacionais, provavelmente associados a falhas de
crescimento. As rochas de Pojuca, chamadas de “rochas com fragmentos”, estão levemente
mineralizadas e correspondem a clorita-biotita-granada xistos e quartzo-hornblenda xistos que
englobam fragmentos angulosos de rochas quartzosas derivadas das formações ferríferas da
unidade mineralizada sotoposta (Winter 1994).
3.6 – Conclusões
As rochas fragmentárias de Igarapé Bahia constituem uma unidade extensa e aproximadamente concordante, situada entre uma sequência inferior essencialmente composta por
metabasaltos, e um conjunto superior dominantemente sedimentar, conforme definido por outros
autores (e.g. Almada & Villas 1999, Tallarico et al. 2000, Ronzê et al. 2000, Dreher & Xavier
2001 e Santos 2002) e aqui reiterado. Elas correspondem a rochas clásticas heterolíticas,
formadas por fragmentos angulosos a subarredondados principalmente de metabasalto e BIFs a
quartzo-magnetita derivados da unidade sotoposta, situados em meio a uma abundante matriz
fina.
43
Os metabasaltos da unidade inferior são representados por lavas e hialoclastitos e
autobrechas formados in situ, sem evidências de vulcanismo explosivo associado. A existência de
clastos de BIF na unidade fragmentária indica que sedimentos químicos ricos em Fe foram
precipitados sobre os derrames máficos durante períodos de estabilidade e quiescência vulcânica.
A unidade metassedimentar superior é composta sobretudo por turbiditos areníticos e
síltico-argilosos mostrando abundantes feições de escorregamento e slump, indicativos de um
ambiente deposicional subaquoso profundo e tectonicamente instável. Não foram reconhecidas
nesta unidade as rochas piroclásticas intermediárias a ácidas, contendo partículas de púmice,
identificadas originalmente por Ferreira Filho (1985). Tratam-se, na verdade, de metarenitos
contendo intraclastos de argilito.
As rochas fragmentárias são interpretadas neste trabalho como um depósito sedimentar
singenético que assinala um evento tectônico extensional súbito, relacionado a falhamento ativo,
que resultou em aprofundamento da bacia de Igarapé Bahia. As rochas mencionadas representam,
muito provavelmente, um depósito de debris flow, como sugerido anteriormente por Almada &
Villas (1999), porém acumulado em uma depressão submarina adjacente a uma falha de
crescimento.
44
CAPÍTULO 4
CARACTERÍSTICAS DOS FLUIDOS MINERALIZANTES
4.1 - Introdução
Estudos prévios de inclusões fluidas desenvolvidos por Ribeiro (1989), Lindenmayer et
al. (1998) e Almada & Villas (1999), utilizando-se particularmente de microtermometria,
constataram a participação dominante de soluções aquosas salinas, com até 42,5% em peso
equivalente de NaCl e pertencentes ao sistema NaCl-CaCl2-H2O±FeCl2, na alteração hidrotermal
e mineralização de Igarapé Bahia. O envolvimento mais subordinado de fluidos carbônicos no
depósito foi verificado por Almada & Villas (1999).
Estudos adicionais feitos através de outras técnicas analíticas também confirmaram, de forma
indireta, a participação de fluidos salinos em Igarapé Bahia. Os exemplos referem-se às diversas
análises feitas por meio de microssonda eletrônica em silicatos associados ao minério e que
constataram a presença de Cl em suas estruturas, como no caso das cloritas investigadas por Zang
& Fyfe (1995), da ferropirosmalita estudada por Tazava et al. (1999) e de cloritas e anfibólios
analisados neste trabalho.
Fluidos salinos e minerais clorados foram igualmente encontrados em outros depósitos de
Cu-Au da região de Carajás, como Salobo (Réquia 1995, Guimarães 1987), Pojuca (Winter
1994), Gameleira (Lindenmayer et al. 2001a), Águas Claras (Silva & Villas 1998) e Breves
(Xavier et al. 2002, 2003), sendo também reportados em sistemas hidrotermais ativos (McKibben
& Hardie 1997), em antigos depósitos de sulfetos exalativos (Pan et al. 1993) e em depósitos de
Cu-Au associados a granitos, como escarnitos, depósitos do tipo pórfiro (Roedder 1984) e jazidas
da classe Óxido de Fe-Cu-Au ou IOCG (Pollard 2000).
Neste capítulo serão apresentados novos estudos microtermométricos desenvolvidos em
Igarapé Bahia e análises feitas em alguns silicatos portadores de Cl associados às rochas
mineralizadas. Estes estudos foram desenvolvidos sobre um conjunto de amostras criteriosamente
selecionadas de modo a representar situações e épocas bem definidas de atividade hidrotermal e
mineralização, aspectos estes não explorados em trabalhos anteriores. O objetivo deste estudo é o
45
de fornecer um quadro mais abrangente e com forte controle geológico dos fluidos que
participaram da formação do depósito de Igarapé Bahia, avançando também na discussão sobre
as possíveis origens, o papel desempenhado e a importância destes fluidos na deposição do Cu e
Au daquela jazida.
4.2 - Estudos anteriores de inclusões fluidas feitos em Igarapé Bahia
Os primeiros estudos de inclusões fluidas feitos em Igarapé Bahia devem-se a Ribeiro
(1989) e se encontram resumidos em Ribeiro & Villas (1990) e Althoff et al. (1994). A pesquisa
foi feita em quartzo de veios e registra fluidos pertencentes a sistemas portadores de NaCl e
CaCl2, com a provável participação adicional de Fe++ e Mg++. As inclusões estudadas foram
classificadas como aquosas bifásicas, com salinidades entre 2 e 26% em peso equivalente de
NaCl (% p. eq. NaCl) e temperaturas de homogeneização total de 100 a 150oC, e aquosas
multifásicas, com salinidades de 28 a 42,5% p. eq. NaCl e temperaturas de homogeneização total
de 117 a 384oC. De acordo com Althoff et al. (1994), as soluções seriam originárias de água do
mar aquecida pelo magmatismo básico, que teria circulado pelo pacote de rochas lixiviando
metais e precipitando sulfetos em veios. Os veios estudados, no entanto, situam-se a cerca de 1
km a sudeste da mina de Igarapé Bahia e representam um tipo de mineralização considerada
como de baixo teor e posterior à mineralização principal associada ao horizonte de rochas
fragmentárias (ver Cap. 3).
Outro trabalho abordando fluidos em Igarapé Bahia foi desenvolvido por Lindenmayer et
al. (1998). As inclusões estudadas ocorrem em quartzo de um sill de granófiro, situado na
extremidade sul do depósito, que foi metamorfizado e posteriormente hidrotermalizado, e é
balizado por uma zona de brechas hidráulicas portadoras de calcopirita e Au. As inclusões fluidas
pertencem a sistemas salinos NaCl-H2O e NaCl-CaCl2-H2O, e foram classificadas como
multifásicas, com temperaturas de homogeneização total de 150 a 430oC e salinidades de até 40%
p. eq. NaCl, e bifásicas, consideradas tardias, com temperaturas de homogeneização de 100 a
160oC e salinidade ≥10% p. eq. NaCl. Lindenmayer et al. (1998) consideram as inclusões mais
salinas como representativas de um fluido relacionado a granitos, admitido como o principal
responsável pela alteração hidrotermal e mineralização em Igarapé Bahia. Entretanto, as brechas
hidráulicas junto ao corpo granofírico mostram características diferentes daquelas das rochas
46
fragmentárias da zona de minério primário de Igarapé Bahia, como, por exemplo, a presença de
calcita ao invés de siderita e de cavidades e fraturas atapetadas por quartzo do tipo drusa. As
brechas referidas em Lindenmayer et al. (1998) se assemelham, na verdade, a veios de quartzo,
calcita e calcopirita como aqueles estudados por Althoff et al. (1994), que cortam o depósito de
Igarapé Bahia e que contêm uma mineralização mais jovem, de baixo teor.
O trabalho de Almada & Villas (1999) foi o primeiro desenvolvido em inclusões fluidas
aprisionadas dentro da própria unidade de rochas fragmentárias mineralizadas, tendo sido
constatada pela primeira vez a presença de CO2 puro em inclusões. Os fluidos aquosos são
dominantes e pertencem ao sistema NaCl-CaCl2-H2O ± FeCl2, apresentando salinidade de 5,5 a
41,5% p. eq. NaCl e temperaturas de homogeneização de 110 a 225oC. Para os autores citados, os
fluidos menos salinos seriam água do mar circulante no sistema, com composição modificada,
enquanto que o CO2 e os fluidos mais salinos poderiam ser de origem magmática.
Pelo exposto acima, apenas Almada & Villas (1999) utilizaram em seu estudo amostras
provenientes do horizonte que contém a mineralização primária principal de Igarapé Bahia,
detectando a presença de CO2 nas inclusões. Entretanto, os fluidos aquosos encontrados nesta
ocorrência e nos veios examinados por Ribeiro (1989) e Lindenmayer et al. (1998) são
semelhantes entre si, tanto no que se refere aos tipos de inclusões presentes (bifásicas e
multifásicas coexistentes), como à variação e altos valores da salinidade (de 2 a 42,5% p. eq.
NaCl), como ainda ao sistema químico dominante (do tipo NaCl-CaCl2-H2O) dos fluidos.
4.3 - Inclusões fluidas estudadas neste trabalho
4.3.1 - Seleção de amostras
As rochas da zona de minério primário de Igarapé Bahia geralmente contêm quartzo e
carbonato (siderita) de granulação muito fina, impróprios a análises microtermométricas. Como
resultado, apenas duas variedades de amostras contendo quartzo mais desenvolvido puderam ser
encontradas, uma delas de uma pequena cavidade de quartzo, designada de amostra C (BAH F
353 / 194,20m), e a outra de um litoclasto de BIF brechado, designada de amostra L (BAH F 345
/ 197,70m), ambas contidas em rochas fragmentárias mineralizadas. A amostra C, da cavidade de
quartzo, foi considerada importante pela possibilidade de conter fluidos que percolaram através
47
da zona de minério. Já a amostra L, do litoclasto, poderia registrar fluidos mais antigos, anteriores
à formação das rochas fragmentárias e da mineralização principal de Igarapé Bahia.
Veios de granulação grossa, formados principalmente por quartzo, calcita e calcopirita, e
que cortam a camada de rochas mineralizadas, os metarritmitos que as recobrem, os metarenitos
mais superiores da Formação Águas Claras e até mesmo alguns diques máficos, são relativamente frequentes na área do depósito de Igarapé Bahia e puderam ser selecionados com
facilidade. Cinco destes veios foram amostrados para os estudos microtermométricos, a saber,
BAH F 332 / 231,80m, BAH F 332 / 286,45m, BAH F 382 / 273,35m, BAH F 382 / 315,70m e
BAH F 375 / 237,00m. Estes veios são semelhantes àqueles estudados por Ribeiro (1989) e
devem conter fluidos que circularam mais tardiamente na área do depósito.
4.3.2 - Tipos de inclusões fluidas
Com base nas fases presentes à temperatura ambiente e em características morfológicas,
foram definidos, por meio de petrografia convencional, os seguintes tipos de inclusões fluidas nas
amostras estudadas:
Tipo 1. Inclusões aquosas diluídas, em geral bifásicas, com relações vapor de água
(bolha) / volume da cavidade relativamente constantes, variando de 5 a 10%. Estas inclusões
mostram contornos irregulares e ocorrem em todas as amostras estudadas.
Tipo 2. Inclusões aquosas salinas multifásicas, que foram subdivididas em duas categorias
denominadas de 2A e 2B. As inclusões 2A são caracterizadas por conter até dois cristais de
saturação e bolha de vapor de água que ocupam juntos até 25% da cavidade das inclusões. Estas
inclusões possuem formas retangulares, arredondadas ou irregulares e ocorrem em todas as
amostras estudadas, à exceção de um dos veios. As inclusões 2B contêm de 2 a 4 cristais de
saturação e bolha de vapor de água que ocupam, em conjunto, até 40% do volume da cavidade
das inclusões. Estas inclusões mostram formas variadas e ocorrem principalmente na amostra L
(litoclasto de BIF brechado) e em um dos veios, e localmente em outros veios e na cavidade de
quartzo (amostra C) contida na rocha fragmentária.
Tipo 3. Essas inclusões caracterizam-se por conter uma fase carbônica, particularmente
CO2, podendo-se distinguir duas categorias à temperatura ambiente, denominadas de 3A e 3B. As
inclusões 3A correspondem a inclusões aquo-carbônicas constituídas por H2O líquido, CO2
48
líquido e, em grande parte delas, CO2 gasoso em movimento em meio ao CO2 líquido. Pequenos
sólidos não identificados foram observados em algumas destas inclusões. A fase carbônica ocupa
de 20 a quase 100% do volume das inclusões. As inclusões 3B são carbônicas, monofásicas,
contendo predominantemente CO2 líquido e, menos frequentemente, bifásicas, com CO2 líquido e
CO2 gasoso. As inclusões do tipo 3 são em geral escuras, de forma arredondada a irregular e por
vezes maiores do que as inclusões aquosas. São abundantes na cavidade de quartzo associada ao
minério (amostra C) e ocorrem localmente em apenas um dos veios.
4.3.3 - Petrografia e microscopia eletrônica
O litoclasto de BIF brechado, ou amostra L, foi localizado dentro da rocha fragmentária
mineralizada interceptada pelo furo BAH F 345 / 197,70m feito no corpo Acampamento Sul (ver
localização do furo na Fig. 3.1). Além do clasto referido, a rocha hospedeira engloba partículas
de chert, BIF e metavulcânicas básicas, envolvidas por matriz de clorita, siderita e calcopirita.
O litoclasto em questão possui forma arredondada e cerca de 6 cm de diâmetro, e é
formado por pedaços angulosos de BIF a quartzo e magnetita, cimentados por uma massa de
quartzo fino (Foto 4.1). Não se observa minerais da rocha fragmentária hospedeira, como clorita,
carbonato ou sulfetos, no interior do litoclasto. O cimento entre os pedaços de BIF corresponde a
um agregado de quartzo de granulação irregular (de 0,1 a 1mm), com textura de preenchimento
hidrotermal e sem sinais de deformação, aparentando ter sido preservado dos efeitos do
metamorfismo de grau baixo que afetou as rochas locais. Os cristais de quartzo próximo aos
fragmentos de BIF comumente apresentam zonas turvas no seu interior, repletas de inclusões
multifásicas salinas do tipo 2B, com tamanho entre 7 e 35 µm (Fotos 4.2 a 4.5). Em posições
mais afastadas dos fragmentos, o quartzo é em geral mais límpido e contém inclusões menores (5
a 20 µm) e mais dispersas, com predominância de inclusões dos tipos 2A e 1. As inclusões desta
amostra foram consideradas na maioria como primárias, pois exibem uma distribuição
tridimensional aleatória no interior do quartzo. Inclusões pseudo-secundárias e secundárias,
alinhadas ao longo de fraturas cicatrizadas, foram observadas raramente.
Análises por meio de microscopia eletrônica identificaram como sólidos no interior das inclusões
do tipo 2B do litoclasto predominantemente cubos de NaCl, geralmente com algum Feassociado,
cristais prismáticos de FeCl2 (Fotos 4.4 a 4.7) e, mais raramente, grãos de magnetita.
49
Fotos 4.1 a 4.7 – Petrografia do litoclasto de BIF brechado (amostra L).
4.1 – Litoclasto de BIF brechado (amostra L) contido em rocha fragmentária mineralizada. O
litoclasto é arredondado, composto por pedaços angulosos de BIF a quartzo-magnetita
cimentados por quartzo. A rocha hospedeira engloba também fragmentos de outras rochas, como
chert, BIF e metavulcânicas básicas e possui uma matriz fina de clorita, siderita e calcopirita.
4.2 – Fotomicrografia do litoclasto de BIF brechado (amostra L), mostrando o aspecto turvo do
quartzo situado em torno de um fragmento de BIF. Estas zonas turvas são repletas de inclusões
fluidas hipersalinas, do tipo 2B. Mais distante dos fragmentos, o quartzo tende a ser mais
límpido, contendo inclusões menos salinas, dos tipos 2A e 1. Amostra BAH F 345 / 197,70m.
Luz plano-polarizada.
4.3 – Idem foto anterior. Amostra BAH 345 / 197,70m. Polarizadores cruzados.
4.4 – Fotomicrografia de inclusões fluidas primárias hipersalinas, do tipo 2B, contidas nas zonas
turvas do quartzo do litoclasto de BIF brechado. Estas inclusões possuem dois ou mais sais de
saturação, com destaque para os cristais de NaCl e de FeCl2. Amostra BAH F 345 / 197,70m. Luz
plano-polarizada.
4.5 – Idem foto anterior, mostrando cristais de saturação de NaCl (secção quadrada algo
arredondada) e de FeCl2 (secção hexagonal) no interior de uma inclusão. Amostra BAH F 345 /
197,70m. Luz plano-polarizada.
4.6 – Imagem obtida através de microscópio eletrônico mostrando grandes cristais de NaCl em
cavidades de inclusões fluidas do tipo 2B do litoclasto de BIF brechado, amostra BAH F 345 /
197,70m.
4.7 – Imagem obtida através de microscópio eletrônico mostrando cristais de FeCl2 e NaCl em
cavidades de inclusões fluidas do tipo 2B da amostra do litoclasto de BIF brechado, BAH F
345/197,70m.
50
Foto 4.1
2B
2A
2B
Foto 4.2
Foto 4.3
NaCl
FeCl2
Foto 4.4
Foto 4.5
Foto 4.6
Foto 4.7
51
52
Não foi verificada a presença de CO2 nas inclusões desta amostra, embora este tenha sido um dos
componentes do fluido que circulou através da matriz das rochas fragmentárias mineralizadas de
Igarapé Bahia.
A cavidade de quartzo, ou amostra C, foi encontrada dentro da rocha fragmentária
mineralizada interceptada pelo furo de sondagem BAH F 353 / 194,20m, na extremidade norte do
corpo Acampamento Sul (ver Fig. 3.1). A cavidade é alongada, mede cerca de 3 cm de
comprimento por 1 cm de largura e se destaca pela cor esbranquiçada em meio à rocha
hospedeira escura (Foto 4.8), formada por fragmentos de BIF e uma matriz fina de magnetita,
calcopirita, anfibólio fibroso e carbonato. O quartzo do interior da cavidade possui granulação
fina a média (0,1 a 4 mm) e exibe uma textura drusiforme, típica de preenchimento de espaços
abertos, porém parcialmente deformada e recristalizada pelo metamorfismo de grau baixo que
afetou as rochas do Grupo Igarapé Bahia (Foto 4.9). Os cristais maiores de quartzo, alongados e
orientados em direção ao centro da cavidade, mostram extinção ondulante moderada a forte,
bordos denteados e são ricos em inclusões fluidas com dimensões de 4 a 10 µm. Entre os cristais
maiores, ocorrem mosaicos de quartzo fino, indeformado e recristalizado (Fotos 4.9 e 4.10),
contendo inclusões raras e diminutas (<2 µm), muitas delas situadas ao longo das bordas dos
grãos. Minerais da rocha hospedeira, como magnetita, carbonato, anfibólio fibroso e calcopirita
também ocorrem na cavidade.
As inclusões fluidas contidas nos cristais maiores de quartzo da cavidade foram
classificadas como primárias e pseudo-secundárias. As primárias ocorrem espalhadas nas três
dimensões pelo interior do quartzo (Foto 4.10) e as pseudo-secundárias são aquelas confinadas a
planos, alguns deles curvos ou ondulados, mas que não ultrapassam os limites dos cristais
hospedeiros (Foto 4.11). As inclusões diminutas, situadas nas bordas e mais raramente no interior
dos grãos finos de quartzo neoformado, foram consideradas como produto da destruição parcial
ou remobilização de inclusões maiores durante a deformação metamórfica.
Inclusões fluidas dos tipos 3, 2A e 1 são dominantes nesta amostra, sendo raras as do tipo
2B. Essas inclusões são coexistentes nos grupos investigados e ocorrem tanto nos cristais maiores
de quartzo, de onde foram selecionadas para as medições microtermométricas devido ao tamanho
apropriado (Fotos 4.12 e 4.13), como nos grãos recristalizados finos. Os grupos com inclusões
dos tipos 3, 2A e 1 diferem entre si apenas pela abundância relativa destes tipos de inclusões,
53
Fotos 4.8 a 4.14 – Petrografia da cavidade de quartzo (amostra C)
4.8 – Cavidade de quartzo (amostra C), de cor esbranquiçada, contida em rocha fragmentária
mineralizada. A rocha fragmentária é formada por pedaços de BIF em meio a uma matriz fina de
magnetita, calcopirita, anfibólio fibroso e carbonato.
4.9 - Fotomicrografia de parte da cavidade de quartzo (amostra C), mostrando a textura
drusiforme ainda preservada pelo quartzo, cujos cristais se projetam para o centro da cavidade. A
extinção ondulante dos cristais maiores e a formação dos agregados de quartzo recristalizado fino
são atribuídos ao metamorfismo. Amostra BAH F 353 / 194,20m. Polarizadores cruzados.
4.10 – Fotomicrografia da cavidade de quartzo (amostra C), mostrando grandes cristais de quarzo
repletos de inclusões fluidas escuras consideradas como primárias. Entre estes grandes cristais,
ocorrem agregados de quartzo fino, contendo inclusões mais raras, menores e consideradas como
produtos da destruição parcial das inclusões maiores durante o metamorfismo. Amostra BAH F
353 / 194,20m. Polarizadores cruzados.
4.11 – Fotomicrografia da cavidade de quartzo (amostra C), onde se observa inclusões fluidas
dentro de grandes cristais de quartzo dispostas segundo trilhas ligeiramente curvas, mas que não
ultrapassam os limites dos cristais, sendo por isto classificadas como pseudosecundárias.
Amostra BAH F 353 / 194,20m. Polarizadores cruzados.
4.12 – Fotomicrografia mostrando inclusões pseudosecundárias aquo-carbônicas (do tipo 3A) e
aquosas (do tipo 2A) coexistindo ao longo de uma trilha contida em um grande cristal de quartzo.
Amostra C, BAH F 353 / 194,20m. Luz plano-polarizada.
4.13 – Fotomicrografia de inclusões primárias aquosas salinas (do tipo 2A, com cristais de
saturação) coexistindo com inclusões aquosas mais diluídas (do tipo 1). Neste local não ocorrem
inclusões aquo-carbônicas. Amostra C, BAH F 353 / 194,20m. Luz plano-polarizada.
4.14 – Imagem obtida em microscópio eletrônico, onde se observa cloretos complexos de Fe, Mn,
Na e Ca em cavidades de inclusões fluidas. Amostra C, BAH F 353 / 194,20m.
54
Foto 4.8
Foto 4.9
2A
50µm
1
Foto 4.10
Foto 4.11
3A
2A
2A
50µm
1
50µm
Foto 4.12
Foto 4.13
Foto 4.14
55
56
ou seja, populações individuais podem ser compostas predominantemente por um ou dois dos
tipos definidos acima, como mostrado na Foto 4.13.
Análises feitas através de microscópio eletrônico na amostra C permitiram verificar, no
interior de cavidades de inclusões do tipo 2A, a presença de sólidos cúbicos de NaCl, de silicatos
de Ca e Fe e de cloretos complexos, portadores de Fe, Mn, Ca e Na (Foto 4.14). A presença de
cristais de FeCl2 puro não pôde ser confirmada nestas análises.
Os veios que cortam as rochas de Igarapé Bahia são em geral estreitos, com 1 a 4cm de
espessura, e formados por cristais grossos de quartzo, calcita, calcopirita e, mais raramente, pirita,
clorita, K-feldspato, magnetita e hematita especular. Dos cinco veios estudados nesta pesquisa,
dois atravessam a unidade Águas Claras, outros dois cortam o horizonte mineralizado e um
atravessa um dique de diabásio. Estes veios são em geral planares, com limites retilíneos bem
marcados ou por vezes brechados (Fotos 4.15 e 4.16). Os veios que cortam a unidade
mineralizada, no entanto, exibem limites mais irregulares, sugerindo certa deformação
metamórfica ou talvez interação com a encaixante (Foto 4.17). Nos veios estudados foram
analisadas as inclusões contidas somente no quartzo, particularmente em cristais que não
mostram qualquer deformação ou apenas uma extinção ondulante leve e localizada. O quartzo
varia de anedral a subedral (tipo buck-quartz) em certas amostras (Fotos 4.18 e 4.19) a
perfeitamente idiomórfico, com linhas ou zonas de crescimento bem marcadas, em outras
amostras (Fotos 4.20 e 4.21). As inclusões analisadas medem quase sempre entre 5 e 20 µm e
foram consideradas, na maioria, como primárias e pseudo-secundárias. As inclusões classificadas
como primárias são aquelas alinhadas paralelamente a faces ou zonas de crescimento dos cristais
de quartzo idiomórficos e também as inclusões que ocorrem disseminadas aleatoriamente pelo
interior dos cristais anedrais. Inclusões pseudo-secundárias são as que formam trilhas não
relacionadas a zonas de crescimento, mas a antigas fraturas seladas dentro de cristais de quartzo.
Inclusões classificadas como secundárias, igualmente alinhadas segundo antigas fraturas mas que
atravessam cristais contíguos de quartzo, também ocorrem nos veios, tendo sido analisadas muito
raramente devido a seu tamanho em geral muito pequeno.
Inclusões aquosas dos tipos 1 e 2A são as mais comuns nos veios estudados, onde
ocorrem em coexistência nos diversos grupos investigados (Fotos 4.22 e 4.23). Inclusões do tipo
2B são mais raras, porém predominam no veio BAH F 332 / 286,45m. Inclusões contendo fluidos
57
Fotos 4.15 a 4.21 – Petrografia dos veios.
4.15 – Veios brechados formados por quartzo, calcopirita, calcita e clorita que cortam
metassedimentos da Formação Águas Claras.
4.16 – Veios de quartzo, calcita, calcopirita e clorita cortando dique de diabásio.
4.17 – Veio formado por quartzo, calcopirita, clorita e carbonato que atravessa rocha
fragmentária mineralizada. As bordas deste veio são irregulares.
4.18 – Fotomicrografia de quartzo de veio formado por cristais anedrais a subedrais, mostrando
linhas escuras de inclusões pseudo-secundárias (PS) e secundárias (S). Veio BAH F 382 /
273,35m. Polarizadores cruzados.
4.19 – Fotomicrografia de um grande cristal anedral de quartzo associado a sulfeto em veio. As
inclusões fluidas ocorrem disseminadas e também alinhadas em trilhas e são aqui consideradas
como primárias e pseudo-secundárias. Veio BAH F 382 / 315,70m. Polarizadores cruzados.
4.20 – Fotomicrografia de cristais de quartzo perfeitamente idiomórficos, com inclusões fluidas
primárias concentradas no núcleo dos cristais. Veio BAH F 332 / 231,80m. Polarizadores
cruzados.
4.21 – Fotomicrografia de cristal idiomórfico de quartzo, com inclusões fluidas primárias (P)
marcando linhas de crescimento. Veio BAH 332 / 231,80m. Luz plano-polarizada.
58
Foto 4.15
Foto 4.16
Foto 4.17
S
PS
0,5mm
Foto 4.18
Foto 4.19
P
0,5mm
0,5mm
0,5mm
Foto 4.20
Foto 4.21
59
60
aquo-carbônicos, dos tipos 3A e 3B, ocorrem localmente no veio BAH F 382 / 273,35m que corta
a zona de minério.
Análises por microscopia eletrônica identificaram NaCl como sal dominante, além de
FeCl2 e mais raramente KCl (Foto 4.24). Cristais capturados de carbonato (Foto 4.25) e micas
também ocorrem como inclusões no quartzo de alguns dos veios.
4.3.4 - Microtermometria
Serão descritos neste item os comportamentos comuns aos diversos tipos de inclusões
fluidas, definidas na petrografia, durante seu resfriamento e aquecimento na microtermometria,
assim como os métodos utilizados para estabelecer salinidades e composições, por meio do
registro de temperaturas de mudanças de fase. Os resultados da microtermometria serão
detalhados no item seguinte.
Durante o resfriamento, as inclusões aquosas dos tipos 1 e 2 congelaram sob temperaturas
inferiores a –40oC, geralmente entre –70 e –90oC. Certas inclusões, entretanto, não puderam ser
congeladas mesmo abaixo de –100oC. Isto ocorreu com inclusões muito pequenas, frequentes na
amostra C (cavidade) e com algumas inclusões do tipo 2B da amostra L (litoclasto). O fenômeno
é atribuído a processos de metaestabilidade (Roedder 1984).
No aquecimento, a primeira fusão da fase aquosa, que corresponde ao ponto eutético (Te)
da solução aquosa, ocorreu geralmente entre –40 e –65oC, com poucos valores próximos de
–35oC ou atingindo –70oC. Esse intervalo indica que os fluidos aquosos devem conter como
solutos principalmente NaCl, CaCl2 e FeCl2.
As temperaturas de fusão do gelo (Tfg) foram medidas com facilidade nas inclusões
aquosas dos tipos 1, 2A e 2B, ao contrário das temperaturas de fusão da hidrohalita (TfHH), que só
raramente puderam ser registradas, devido a problemas ópticos ou pela fusão ter ocorrido em
condições de não-equilíbrio. Isto se deve muito provavelmente à metaestabilidade, verificada em
diversas inclusões onde pequenos grãos de hidrohalita, formados durante o resfriamento,
persistiram até temperaturas positivas de 25oC, sendo, em muitos casos, confundidos com cristais
de saturação.
A homogeneização total (Tht) nas inclusões aquosas do tipo 1 se deu sempre para a fase
líquida (ThLV-L), ao passo que, nas inclusões aquosas saturadas dos tipos 2A e 2B, esta ocorreu
61
Fotos 4.22 a 4.25 – Petrografia dos veios (cont.)
4.22 – Fotomicrografia de quartzo de veio contendo inclusões fluidas aquosas pseudosecundárias dos tipos 1 e 2A coexistindo em trilhas. Veio BAH F 382 / 315,70m. Luz planopolarizada.
4.23 – Fotomicrografia de outra secção da amostra anterior, mostrando inclusões fluidas aquosas
dos tipo 1 e 2A também coexistentes e aqui consideradas como primárias. Veio BAH F 382 /
315,70m. Luz plano-polarizada.
4.24 – Imagem obtida em microscópio eletrônico, na qual se observa cristais de saturação de
NaCl, FeCl2 e KCl próximo ou ainda dentro de cavidades que continham fluidos. Veio BAH F
332 / 286,45m.
4.25 – Imagem de microscópio eletrônico, mostrando cristal de NaCl associado a provável
carbonato em cavidade de um antiga inclusão fluida em quartzo. Veio BAH F 382 / 273,35m.
62
2A
1
2A
1
50µm
50µm
Foto 4.22
Foto 4.23
Foto 4.24
Foto 4.25
63
64
invariavelmente pela dissolução dos sais (TfH), após o desaparecimento da bolha (Th(SLV-SL) =
homogeneização parcial) para a fase aquosa líquida. A homogeneização total por meio da
dissolução de cristais de saturação (TfH) indica a alta salinidade das inclusões 2A e 2B.
A salinidade dos fluidos foi determinada tanto em termos de % em peso equivalente de
NaCl, considerando sistemas do tipo NaCl-H2O, como em termos da salinidade total e da relação
NaCl / (NaCl + CaCl2), também chamada de fração molar de CaCl2 ou xCaCl2, admitindo-se
sistemas do tipo NaCl-CaCl2-H2O.
A salinidade em termos de % de NaCl dos fluidos insaturados, contidos em inclusões do
tipo 1, foi estabelecida por meio da equação de Bodnar (1993), que fornece a salinidade em
função das temperaturas de desaparecimento do gelo (Tfg):
NaCl eq.(% em peso) = (-1,78xTfg)-(0,0442x(Tfg)2)-(0,000557x(Tfg)3).
Como a equação referida é válida para fluidos insaturados do sistema NaCl-H2O, ela não
deve ser usada para temperaturas de fusão do gelo inferiores a –22oC, que é aquela do eutético do
sistema e que corresponde a salinidades maiores do que 23% em peso equivalente de NaCl. Além
disto, as salinidades em termos de % em peso equivalente de NaCl são em geral inferiores às
salinidades expressas em % de NaCl + CaCl2.
Já a salinidade dos fluidos insaturados (tipo 1), considerando-se os sistemas como sendo
do tipo NaCl-CaCl2-H2O, foi determinada graficamente através do diagrama ternário de fases de
Shepherd et al. (1985), modificado por Williams-Jones & Samson (1990). Este diagrama,
entretanto, necessita para sua aplicação das temperaturas de fusão da hidrohalita (TfHH),
raramente obtidas em condições de equilíbrio neste trabalho. Assim, somente um número muito
pequeno de inclusões do tipo 1 puderam ter sua salinidade e seu xCaCl2 avaliados em termos do
sistema ternário NaCl-CaCl2-H2O.
No caso dos fluidos saturados, contidos em inclusões dos tipos 2A e 2B, as salinidades
foram obtidas com base nas temperaturas de fusão da halita (TfH), embora a presença de mais de
um sal de saturação possa colocar restrições aos resultados.
Em termos de porcentagem em peso equivalente de NaCl, considerando-se os sistemas
como binários do tipo NaCl-H2O, a salinidade foi determinada pela equação de Sterner et al.
(1988), que utiliza a temperatura de dissolução da halita (TfH):
NaCl eq. (% em peso) = 26,242 + (0,4928xΨ) + (1,42x(Ψ)2) - (0,223x(Ψ)3) +
(0,04129x(Ψ)4) + (0,006295x(Ψ)5) - (0,001967x(Ψ)6) + (0,00011112x(Ψ)7),
65
onde Ψ é a temperatura de fusão da halita dividida por 100, ou seja, (TfH / 100).
Admitindo-se os sistemas como ternários do tipo NaCl-CaCl2-H2O, as salinidades foram
determinadas utilizando-se o diagrama de Shepherd et al. (1985), porém segundo o método de
Williams-Jones e Samson (1990), que estabelece as salinidades e relações NaCl / (NaCl + CaCl2)
sem que os dados de fusão da hidrohalita (TfHH) sejam necessários.
As inclusões aquo-carbônicas e carbônicas (tipos 3A e 3B), durante o resfriamento,
congelaram em geral entre –90 e –110oC. No aquecimento subsequente foram determinadas as
temperaturas de fusão (TfCO2) e homogeneização (ThCO2) do CO2. As densidades da fase carbônica
foram obtidas graficamente, utilizando-se a curva de homogeneização do CO2 contida em
Shepherd et al. (1985).
A fusão do gelo (Tfg) foi observada raramente nas inclusões aquo-carbônicas e
possibilitou algumas estimativas de salinidade em termos de % em peso equivalente de NaCl,
calculadas por meio da equação de Bodnar (1993) apresentada acima. Estes valores de salinidade,
entretanto, devem ser vistos com reservas, conforme será explicado mais adiante. As
temperaturas da primeira fusão (ou fusão eutética Te) não puderam ser determinadas em
nenhuma das inclusões do tipo 3A e a fusão de clatratos (Tfcl) só foi determinada com segurança
em uma das inclusões. As temperaturas de homogeneização total também não puderam ser
medidas, pois todas as inclusões sofreram crepitação. Quanto aos clatratos, acredita-se que as
dificuldades encontradas na determinação de suas temperaturas de fusão possam ter sido
causadas pela presença ou interferência de outros hidratos (hidrohalitas?) no fluido, formados
durante os procedimentos microtermométricos. No caso em que a fusão de clatratos foi
efetivamente determinada, aplicou-se a fórmula de Chen (1972) para estimar a salinidade:
NaCl eq. (% em peso) = 15,6192-(1,1406 x Tfcl)-(0,035 x (Tfcl)2)-(0,0007 x (Tfcl)3),
onde Tfcl é a temperatura de fusão dos clatratos.
As salinidades de fluidos aquo-carbônicos, calculadas a partir da fusão dos clatratos
utilizando-se a equação acima, são consideradas mais precisas e geralmente mostram-se mais
baixas do que as salinidades estimadas a partir das temperaturas de fusão do gelo, cujos cálculos
utilizam a fórmula de Bodnar (1993). Isto se deve ao consumo de parte da água durante a
formação dos clatratos, resultando numa maior salinidade da fase aquosa remanescente (Collins
1979). Como demonstração, foram aplicadas as duas equações de cálculo de salinidade
mencionadas a uma mesma inclusão aquo-carbônica da amostra C, que dispõe de ambos os
66
dados, de fusão de clatratos e de fusão do gelo, resultando numa salinidade calculada através da
Tfcl de precisamente metade daquela obtida através da Tfg. Assim, decidiu-se arbitrar as
salinidades das demais inclusões aquo-carbônicas da amostra referida em metade dos valores
obtidos através das temperaturas de fusão do gelo.
4.3.5 - Resultados da microtermometria
Os dados microtermométricos de todas as inclusões fluidas estudadas constam das
Tabelas 4.1 a 4.9 (ver Anexo I). As sete primeiras tabelas (Tabs. 4.1 a 4.7) apresentam as
medições feitas em inclusões aquosas (dos tipos 1, 2A e 2B), que são predominantes nas
amostras estudadas. As duas últimas tabelas (Tabs. 4.8 e 4.9) apresentam os dados referentes às
inclusões aquo-carbônicas e carbônicas (dos tipos 3A e 3B), encontradas em apenas duas das sete
amostras examinadas.
O litoclasto de BIF brechado (amostra L) contém somente inclusões aquosas, dos tipos 1,
2A e 2B (ver Tab. 4.1 e resumo dos dados na Tab. 4.1a). A microtermometria definiu para estas
inclusões temperaturas da primeira fusão (Te) entre –40 e -65oC, indicando que os fluidos
aprisionados devem conter NaCl, CaCl2 e também FeCl2, como componentes principais.
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS
Litoclasto de BIF brechado (amostra L) BAH F 345 / 197,70m
Sistema NaCl + CaCl2 + H2O + FeCl2
Tipo Incl.
1
2A
2B
No. Incl.
21
16
31
Preench. %
5 a 10
10 a 20
20 a 50
Te
-42 a –50
-40 a –52
-50 a –65
Tf HH
Tfg
-3 a –24
-21 a –27
-36 a –43
Th (LV-L)
123 a 171
Th (SLV-SL)
121 a 169
100 a 145
Tf H
170 a 291
380 a 442
Tf FeCl2
446 a 510
Sal. % NaCl
5 a 23
31 a 33
45 a 52
Sal. % Total
5
32 a 35
49 a 56
Na / Ca
0,72 a 0,85
0,82 a 0,90
Tabela 4.1a – Resumo dos dados microtermométricos obtidos no litoclasto de BIF brechado
(amostra L), BAH F 345 / 197,70m.
67
No histograma da Figura 4.1 verifica-se que as temperaturas do eutético obtidas nas
inclusões 1 e 2A (de –40 a –52oC) são de modo geral mais elevadas do que as temperaturas das
inclusões 2B (entre –50 e –65oC), apontando para diferenças na composição dos sais presentes na
fase aquosa destes dois grupos de inclusões, o que será discutido logo adiante.
As temperaturas de fusão do gelo (Tfg) determinadas em todas as inclusões da amostra L
(Fig 4.2) exibem uma distribuição ampla, sugerindo uma grande variação na salinidade das
inclusões. Cinco grupos podem ser distinguidos, com um maior número de resultados no
intervalo –20 a –27oC, onde se concentram as fusões do gelo referentes às inclusões dos tipos 1 e
2A, e no intervalo –36 a –43oC, que corresponde a fusões do gelo nas inclusões do tipo 2B.
A distribuição dos dados de temperatura do eutético e fusão do gelo pode ser mais bem
avaliada no diagrama da Figura 4.3, que mostra uma correlação positiva entre Te e Tfg. Esta
correlação parece indicar que as inclusões mais salinas, do tipo 2B, contêm fluidos mais ricos em
CaCl2, enquanto que as inclusões menos salinas, dos tipos 2A e 1, abrangem misturas de CaCl2 e
FeCl2. Entretanto, as observações petrográficas e análises feitas em microscópio eletrônico
mostraram que, além de cubos de NaCl, ocorrem grandes cristais de saturação de FeCl2 nas
inclusões do tipo 2B (Fotos 4.4, 4.5 e 4.7), indicando que os fluidos nelas contidos são provavelmente ainda mais ricos em FeCl2 do que os das outras inclusões. Assim, o comportamento
mostrado na Figura 4.3 indica que certamente existem diferenças entre os fluidos retidos nos dois
grupos de inclusões. Estes fluidos, no entanto, provavelmente correspondem a misturas
complexas, com composições difíceis de serem avaliadas em função da falta de dados
experimentais referentes a sistemas com múltiplos componentes.
As salinidades dos fluidos da amostra L, calculadas em termos do sistema binário NaClH2O (Fig. 4.4), mostram uma variação ampla, com valores de 4% a 52% p. eq. NaCl. Estes
números, no entanto, devem ser considerados como salinidades mínimas, considerando as
limitações decorrentes de cálculos baseados na Tfg e TfH mencionadas no item anterior. Em
termos de um sistema ternário do tipo NaCl-CaCl2-H2O (Fig. 4.5), que é o que mais se aproxima
da composição dos fluidos da amostra L, as salinidades estimadas também confirmam uma
variação forte, de 5 a 56% em p. eq. de NaCl + CaCl2. As inclusões aquosas mais diluídas, do
tipo 1, estão, no entanto, pouco representadas neste diagrama em função da falta de dados de
TfHH. Já as inclusões saturadas dividem-se claramente em dois grupos: o primeiro,
correspondente às inclusões 2A, com salinidade no intervalo de 32 - 35% em peso de NaCl +
68
Inclusões
Tipo 1
N=38
Freqüência
15
Tipo 2A
Tipo 2B
10
5
0
-70
-60
-50
-40
-30
Te (°C)
Figura 4.1 – Histograma das temperaturas eutéticas (Te) obtidas para as inclusões fluidas
aquosas da amostra L (litoclasto de BIF brechado), BAH F 345 / 197,70m.
N=53
Freqüência
15
10
5
0
-50
-40
-30
-20
-10
0
Tf gelo (°C)
Figura 4.2 – Histograma das temperaturas de fusão do gelo (Tfg) das inclusões fluidas aquosas
da amostra L.
-10
NaCl= -21,2°C
-20
NaCl+KCl= -22,9°C
-30
Te ( °C )
NaCl+MgCl2= -35°C
NaCl+FeCl2= -37°C
-40
-50
NaCl+CaCl2= -52°C/-55°C
-60
-70
-80
-50
-45
-40
-35
-30
-25
-20
-15
-10
-5
0
Tfg ( °C )
Figura 4.3 – Diagrama Te (oC) contra Tfg (oC) das inclusões aquosas da amostra L. As linhas
tracejadas marcam os limites das temperaturas do eutético de diversos sistemas.
69
Inclusões
Freqüência
Tipo 1
Tipo 2A
10
Tipo 2B
5
0
10
20
30
40
50
Salinidade (%p.eq.NaCl)
Figura 4.4 – Histograma das salinidades (em % p. eq. NaCl) das inclusões aquosas da amostra L.
H2 O
Amostra L
( BAH F.345/197,70m )
Inclusões
-5°C
Tipo 1
Tipo 2A
-10°C
Tipo 2B
-20°C
-20°C
-30°C
-5°C
100°C
200
°C
H2
O
Na
Cl.
2
40
0°
0,9
0,8
0,7
2O
.6H
Cl2
Ca
30
0°C
C
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
75%NaCl
75%CaCl2
Figura 4.5 - Diagrama triangular NaCl-CaCl2-H2O mostrando a distribuição das inclusões
aquosas dos tipos 1, 2A e 2B da amostra L (litoclasto de BIF brechado, BAH F 345 / 197,70m)
obtida a partir de dados de fusão do gelo, da halita e, raramente, da hidrohalita (baseado em
Williams-Jones e Samson 1990)
500
450
400
Th (°C)
350
300
250
200
150
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55
60
Salinidade total (%p.eq.NaCl + CaCl2)
Figura 4.6 – Diagrama salinidade total (em % em peso equivalente de NaCl + CaCl2) contra
temperatura de homogeneização total (Th, em oC) das inclusões aquosas da amostra L.
70
CaCl2; e o segundo grupo, referente às inclusões 2B, com salinidade de 49-56% em peso de NaCl
+ CaCl2. As razões NaCl / (NaCl + CaCl2) diferem pouco entre os dois conjuntos, mostrando um
valor médio de 0,79 nas inclusões 2A e de 0,85 nas inclusões 2B. Assim, o grupo das inclusões
2A, cuja salinidade média é de 33 %, contém cerca de 26% em peso de NaCl e 7% em peso de
CaCl2, enquanto o conjunto das inclusões 2B, de salinidade total média de 52%, contém em torno
de 44% de NaCl e 8% de CaCl2 em peso.
As temperaturas de homogeneização total mostram uma relação direta com a salinidade,
podendo-se verificar um trend positivo bem definido para as inclusões mais salinas (Fig. 4.6). De
cerca de 407oC de temperatura média de homogeneização total obtida para os fluidos aquosos do
tipo 2B, as temperaturas decrescem para valores em torno de 195 e 166oC nas inclusões menos
salinas dos tipos 2A e 1, respectivamente.
Na cavidade de quartzo (amostra C), ocorrem inclusões carbônicas e aquo-carbônicas
(tipo 3A e 3B) e inclusões aquosas (dos tipos 1, 2A e 2B) em quantidades aproximadamente
equivalentes (ver Tabs. 4.2 e 4.8 e resumo de dados na Tab. 4.2a).
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS
Cavidade de quartzo (amostra C) BAH F 353 / 194,20m
Sistema
NaCl + CaCl2 + H2O
CO2
Tipo Incl.
1
2A e 2B
3A e 3B
No. Incl.
26
34
64
Preench. %
5 a 25
10 a 50
20 a 100
Te
-43 a –65
-45 a –72
Tf HH
Tfg
-3 a –46
-19 a –47
-8 a -10
Tf CO2
-56,4 a –58,3
Th CO2
-8,2 a 30,9
Th (LV-L)
110 a 189
Th (SLV-SL)
111 a 220
Tf H
131 a 330
Sal. % NaCl
5 a 23
29 a 41
6a7
Sal. % Total
16 a 24
32 a 45
Na / Ca
0,72 a 1,00
0,26 a 1,00
Tabela 4.2a – Resumo dos dados microtermométricos obtidos na amostra C, cavidade de
quartzo, BAH F 353 / 194,20m.
71
As inclusões carbônicas e aquo-carbônicas registraram valores de temperatura de fusão do
CO2 (TfCO2) entre –56,4 e –58,3oC, com maior frequência em –57,6oC (Fig. 4.7a). Estes valores,
algo mais baixos do que a temperatura de fusão do CO2 puro, que é de -56,6oC, são explicados
pela presença de pequenas concentrações de CH4 – e ausência de N2 - nos fluidos desta amostra,
detectadas em análises feitas através de microespectroscopia Raman. A homogeneização do CO2
ocorreu sempre para a fase do CO2 líquido e aparece distribuída num intervalo muito amplo, de
–8,2 a +30,9oC (Fig. 4.7b), porém com maior número de valores entre 3 e 9oC. Essa variação nas
ThCO2 corresponde a densidades de CO2 de 0,5 a 0,95 g/cm3, com uma concentração maior de
resultados em 0,84 g/cm3.
O conteúdo de CH4 na fase gasosa da maioria das inclusões 3A e 3B desta amostra,
obtido através do diagrama da Figura 4.8, mostra valores baixos, situados entre 1 e 8 moles % de
CH4. Não foi observada qualquer correlação entre as temperaturas de fusão e homogeneização do
CO2 ou entre as temperaturas de homogeneização e os teores de CH4, indicando que a ampla
variação das ThCO2 e, consequentemente, das densidades da fase gasosa, não são resultado de
diferenças composicionais, mas provavelmente de re-equilíbrio das inclusões aquo-carbônicas
durante o metamorfismo, sem que tenha havido perda do seu conteúdo.
Dados de fusão do gelo (Tfg) e fusão de clatratos (Tfcl) foram obtidos muito raramente
nas inclusões aquo-carbônicas desta amostra. As salinidades calculadas a partir da Tfg
forneceram valores em torno de 12% em peso equivalente de NaCl, mas estes resultados são
certamente elevados em relação à salinidade real, pois houve formação de clatratos durante a
microtermometria (ver item anterior). Considerou-se, portanto, mais apropriadas as estimativas
baseadas na Tfcl, que indicaram uma salinidade média de 6% p. eq. NaCl para a fase aquosa das
inclusões aquo-carbônicas.
As inclusões aquosas, dos tipos 1, 2A e 2B que ocorrem na amostra C apresentaram
temperaturas da primeira fusão (Te) entre –43 e –72oC (Fig. 4.9), indicando que, a exemplo das
inclusões aquosas da amostra L (litoclasto de BIF brechado), também devem conter NaCl, CaCl2
e FeCl2 como principais componentes nos fluidos.
Os dados de fusão do gelo (Tfg) das inclusões aquosas mostram uma distribuição que se
estende dos –3 aos –46oC de temperatura (Fig. 4.10), apontando para uma faixa ampla de
salinidades. Dentro desta faixa, há pelo menos dois grupos bem definidos: o primeiro, de
salinidade mais baixa, com dados de Tfg em geral superiores a –10oC, que engloba a maioria das
72
a
Freqüência
15
10
5
-59
-57
-58
-56
-55
b
Freqüência
15
10
5
-10
0
10
30
20
Figura 4.7 – Histogramas das inclusões aquo-carbônicas e carbônicas (tipos 3A e 3B) da amostra
C (cavidade de quartzo), BAH F 353 / 194,20m. (a) Temperaturas de fusão do CO2 (TfCO2); (b)
Temperaturas de homogeneização do CO2 (ThCO2).
Fusão do CO2
-58°C
-57°C
-59°C
-60°C
15°C
curva crítica
5°C
TmC
O
2
CO
Th
0°C
70
-5°C
-10°C
-15°C
-20°C
50
30
0
4
8
12
16
20
24
homogeneização do CO2
volume molar (cm 3 /mole)
10°C
20°C
2
90
28
moles de CH4 (%)
Figura 4.8 – Diagrama TfCO2-ThCO2 para cálculo do teor de CH4 presente em inclusões
carbônicas e aquo-carbônicas que homogeneizam para a fase líquida (extraído de Shepherd et al.
1985). Os dados plotados são referentes às inclusões 3A e 3B da amostra C.
73
N=36
Freqüência
15
10
5
0
-70
-60
-50
-40
Te ( °C )
Figura 4.9 – Histograma das temperaturas eutéticas (Te) obtidas para as inclusões fluidas
aquosas da amostra C.
Inclusões
Tipo 1
Tipo 2A
Freqüência
Tipo 2B
10
5
0
-40
-50
-30
-20
-10
0
Tfg ( °C )
Figura 4.10 – Histograma das temperaturas de fusão do gelo (Tfg) das inclusões fluidas aquosas
da amostra C.
-10
-15
Inclusões
-20
Tipo 1
-25
Tipo 2A
-30
Tipo 2B
NaCl= -21,2°C
NaCl+KCl= -22,9°C
NaCl+MgCl2= -35°C
Te ( °C )
-35
NaCl+FeCl2= -37°C
-40
-45
-50
-55
NaCl+CaCl2= -52°C/-55°C
-60
-65
-70
-75
-80
-50
-40
-30
-20
-10
0
Tfg ( °C )
Figura 4.11 – – Diagrama Te (oC) contra Tfg (oC) das inclusões aquosas das amostra C. As
linhas tracejadas marcam os limites das temperaturas do eutético de diversos sistemas.
74
inclusões aquosas; e um segundo conjunto, de salinidade mais alta e valores de Tfg por volta de
–21oC, onde se concentram inclusões do tipo 1 e a maioria das inclusões do tipo 2A. Os demais
valores de Tfg aparecem dispersos entre as temperaturas de –30 e –46oC e foram obtidos em
inclusões de diversos tipos. Estes dados refletem não só salinidades bastante altas como também
diferenças nas composições das inclusões.
As temperaturas do eutético contrastadas com as temperaturas de fusão do gelo (Fig. 4.11)
mostram uma correlação positiva, sugestiva de que as inclusões mais salinas (ou, ao menos, parte
delas) sejam mais ricas em CaCl2 do que as inclusões mais diluídas, como também cogitado para
as inclusões fluidas da amostra L (ver Fig. 4.3). Entretanto, a correlação mencionada pode ser
interpretada como reflexo não apenas de um enriquecimento em CaCl2, mas também da
participação de outros componentes nos fluidos, como parecem indicar as análises feitas em
cristais de saturação encontrados nas inclusões desta amostra, que revelaram a presença de
cloretos complexos portadores de Fe, Mn, Na e Ca (ver Foto 4.14).
Com relação às salinidades dos fluidos contidos na amostra C, os resultados calculados
para um sistema à base de NaCl e H2O mostram uma distribuição bastante ampla que se estende
dos 5 aos 41% p.eq. NaCl (Fig 4.12). O diagrama ternário NaCl-CaCl2-H2O mostra, por seu
turno, não só uma distribuição ampla de salinidades, mas também diferenças composicionais
entre os grupos de inclusões (Fig. 4.13). As inclusões aquosas insaturadas (do tipo 1) estão pouco
representadas neste diagrama em face da falta de dados de TfHH. As inclusões saturadas,
constituídas na maioria por inclusões do tipo 2A, apresentam salinidades de 32 a 45% NaCl +
CaCl2. Em termos da razão NaCl / (NaCl + CaCl2), estas inclusões constituem três grupos: o
primeiro deles, concentrado do lado esquerdo do diagrama, com uma salinidade média total de
36% e razão NaCl / (NaCl + CaCl2) média de 0,97, apresenta um conteúdo de 35% em peso de
NaCl e de apenas 1% em peso de CaCl2; o segundo grupo, das inclusões de mais alta salinidade
(45%), com razão NaCl / (NaCl + CaCl2) média de 0,72, exibe 32% em peso de NaCl e 14% de
CaCl2; e o terceiro conjunto, situado mais à direita no diagrama, com salinidade total de 33% e
relação NaCl / (NaCl + CaCl2) de 0,32, contém 11% de NaCl e 22% de CaCl2, aproximadamente.
O diagrama temperatura de homogeneização total (Tht) contra salinidade total (% p.eq.
NaCl + CaCl2) (Fig. 4.14) mostra uma correlação positiva para as inclusões aquosas dos tipos 2A
e 2B, indicando que os fluidos mais salinos, com salinidades de 32 a 45%, foram também os mais
quentes a percolar a rocha, tendo sido aprisionados pelo quartzo da cavidade sob temperaturas
75
Freqüência
10
5
0
10
30
20
40
50
Salinidade (%p.eq.NaCl)
Figura 4.12 – Histograma das salinidades (% p. eq. NaCl) das inclusões aquosas da amostra C.
H2 O
Amostra C
( BAH F.353/194,20m )
Inclusões
-5°C
Tipo 1
Tipo 2A
-10°C
Tipo 2B
-20°C
-20°C
-30°C
-5°C
100°C
200
°C
Na
Cl.
2H
2O
0,9
40
0°
0,8
O
H2
2.6
Cl
Ca
30
0°C
C
0,7
0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
75%NaCl
75%CaCl2
Figura 4.13 – Diagrama triangular NaCl-CaCl2-H2O mostrando a distribuição das inclusões
aquosas dos tipos 1, 2A e 2B da amostra C (cavidade de quartzo, BAH F 353 / 194,20m) obtida a
partir de dados de fusão do gelo, da halita e da hidrohalita (baseado em Williams-Jones e Samson
1990).
400
Inclusões
Tipo 1
350
Tipo 2A
Tipo 2B
Th (°C)
300
250
200
150
100
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55
60
Salinidade total (%p.eq.NaCl + CaCl2)
Figura 4.14 – Diagrama salinidade total (% peso equivalente de NaCl + CaCl2) contra
temperatura de homogeneização total (Th, em oC) das inclusões aquosas da amostra C.
76
entre 200 e 300oC, aproximadamente. Os fluidos mais diluídos, apesar de representados por
apenas um ponto neste gráfico, correspondem de modo geral aos fluidos mais frios e que foram
englobados pelo quartzo sob temperaturas abaixo dos 200oC (ver Tabs. 4.2 e 4.2a).
Os resultados da microtermometria realizada em inclusões aquosas dos tipos 1, 2A e 2B
de cinco veios da área do depósito de Igarapé Bahia aparecem relacionados nas Tabelas 4.3 a 4.7
(Anexo I), sendo que na Tabela 4.9 constam os resultados de inclusões aquo-carbônicas
encontradas localmente num dos veios. O resumo dos dados microtermométricos de cada amostra
pode ser visto nas Tabelas 4.3a a 4.7a.
As temperaturas do eutético (Te) das inclusões aquosas dos tipos 1, 2A e 2B dos veios de
Igarapé Bahia, apresentadas conjuntamente no histograma da Figura 4.15, estão situadas de modo
geral entre –40 e –60oC, indicando que os fluidos, também no caso dos veios, pertencem a
sistemas aquosos formados dominantemente por NaCl, CaCl2 e FeCl2.
Os dados de Tfg dos veios mostram, por sua vez, uma forte concentração de resultados
entre os –21 e –24oC (Fig. 4.16) e temperaturas em geral mais elevadas (acima dos –30oC) do que
aquelas obtidas para as amostras L e C, onde parte das inclusões exibe valores de Tfg inferiores
aos –40oC. Isto indica que os fluidos formadores dos veios foram em geral menos salinos do que
os das amostras L e C, exceto por um dos veios.
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS
Veio BAH F 332 / 231,80m
Sistema NaCl + CaCl2 + H2O
Tipo Incl.
1
2A
No. Incl.
Preench. %
Te
Tf HH
Tfg
Th (LV-L)
Th (SLV-SL)
Tf H
Sal. % NaCl
Sal. % Total
Na / Ca
40
5 a 10
-40 a -60
-21 a -26
-1 a -26
124 a 143
2 a 23
10 a 25
0,33 a 1,00
18
10 a 30
-43 a –61
-2 a –27
-20 a –32
116 a 124
163 a 255
31 a 35
33 a 35
0,58 a 0,62
Tabela 4.3a – Resumo dos dados microtermométricos obtidos no veio BAH F 332 / 231,80m.
77
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS
Veio BAH F 332 / 286,45m
Sistema NaCl + CaCl2 + H2O
Tipo Incl.
1
2B
No. Incl.
1
17
Preench. %
10
10 a 45
Te
-45
-55 a –63
Tf HH
-1 a -17
Tfg
-26
-27 a –39
Th (SLV-SL)
82 a 121
Tf H
115 a 519
Sal. % NaCl
35 a 63
Sal. % Total
38 a 60
Na / Ca
0,70 a 0,99
Tabela 4.4a – Resumo dos dados microtermométricos obtidos no veio BAH F 332 / 286,45m.
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS
Veio BAH F 382 / 273,35m
Sistema
NaCl + CaCl2 + H2O
CO2
Tipo Incl.
1
2A e 2B
3A e 3B
No. Incl.
39
27
11
Preench. %
5 a 10
5 a 40
20 a 100
Te
-36 a -60
-35 a -55
Tf HH
-17 a -23
Tfg
-11 a -23
-16 a –25
Tf CO2
-56,4 a –56,7
Th CO2
-4,6 a 29,6
Th (LV-L)
99 a 162
Th (SLV-SL)
78 a 109
Tf H
174 a 395
Sal. % NaCl
15 a 23
31 a 47
Sal. % Total
15 a 24
33 a 49
Na / Ca
0,80 a 1,00
0,73 a 0,92
Tabela 4.5a – Resumo dos dados microtermométricos obtidos no veio BAH F 382 / 273,35m.
78
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS
Veio BAH F 382 / 315,70m
Sistema NaCl + CaCl2 + H2O
Tipo Incl.
1
2A e 2B
No. Incl.
35
39
Preench. %
5 a 15
10 a 30
Te
-41 a -58
-40 a –60
Tf HH
-24 a -26
Tfg
-4 a -25
-21 a –28
Th (LV-L)
133 a 192
Th (SLV-SL)
118 a 173
Tf H
192 a 320
Sal. % NaCl
6 a 23
32 a 40
Sal. % Total
24 a 25
33 a 39
Na / Ca
0,86 a 0,95
0,69 a 0,90
Tabela 4.6a – Resumo dos dados microtermométricos obtidos no veio BAH F 382 / 315,70m.
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS
Veio BAH F 375 / 237,00m
Sistema NaCl + CaCl2 + H2O
Tipo Incl.
1
2A
No. Incl.
23
10
Preench. %
5 a 15
5 a 20
Te
-48 a -60
-50 a -60
Tf HH
-27 a -33
Tfg
-8 a -27
-22 a –46
Th (LV-L)
137 a 172
Th (SLV-SL)
116 a 160
Tf H
184 a 419
Sal. % NaCl
12 a 23
31 a 37
Sal. % Total
22 a 25
36
Na / Ca
0,14 a 0,28
0,55 a 0,78
Tabela 4.7a – Resumo dos dados microtermométricos obtidos no veio BAH F 375 / 237,00m.
79
Freqüência
25
20
15
10
5
-70
-60
-50
-40
-30
Te ( °C )
Figura 4.15 – Histograma das temperaturas eutéticas (Te) obtidas em inclusões fluidas aquosas
dos veios de Igarapé Bahia (símbolos conforme Fig. 4.14).
30
Freqüência
25
20
15
10
5
-50
-40
-30
-20
-10
0
Tfg ( °C )
Figura 4.16 – Histograma das temperaturas de fusão do gelo (Tfg) das inclusões fluidas aquosas
dos veios (símbolos conforme Fig. 4.14).
80
Os diagramas Te versus Tfg expostos na Figura 4.17 não permitem definir correlações
entre as temperaturas do eutético (Te) e as temperaturas de fusão do gelo (Tfg) das inclusões,
mostrando que não existem diferenças composicionais importantes entre os fluidos mais e menos
salinos aprisionados nos veios.
As salinidades calculadas para sistemas do tipo NaCl-H2O mostram resultados em geral
distribuídos dos 10 aos 40% NaCl (Fig. 4.18), com salinidades mais elevadas registradas somente
em um dos veios. No diagrama triangular NaCl-CaCl2-H2O da Figura 4.19 aparecem lançados os
dados de fusão do gelo, da halita e da hidrohalita de todos os cinco veios examinados para uma
avaliação conjunta de suas salinidades e composições. Observa-se que as salinidades variam
amplamente, de 10 a 60% em peso de NaCl + CaCl2, com as inclusões insaturadas concentradas
nos 20-25% de salinidade e as inclusões saturadas concentradas nos 30-40% de salinidade total.
As relações NaCl / (NaCl + CaCl2) das inclusões saturadas variam de 0,55 a 0,99. Se
considerarmos que 35% representa a salinidade média e 0,7 é a relação NaCl / (NaCl + CaCl2)
média, obtém-se teores aproximados de 25% de NaCl e de 10% de CaCl2 para os componentes
dos fluidos saturados que percolaram pela maioria dos veios. Os fluidos mais salinos de Igarapé
Bahia (até 60% de NaCl + CaCl2) foram registrados no veio BAH F 332 / 286,45m, que corta
metarenitos da Formação Águas Claras. As composições proporcionalmente mais ricas no
componente CaCl2 foram obtidas em um grupo de inclusões insaturadas encontrado no veio BAH
F 375 / 237,00m, alojado em um dique de diabásio.
As temperaturas de homogeneização total (Tht) variam amplamente, de uma média de
140oC nos fluidos aquosos insaturados (inclusões tipo 1) até temperaturas superiores aos 400oC
nos fluidos aquosos saturados (inclusões tipo 2A e 2B) (ver Tabs. 4.3a a 4.7a). No diagrama da
Figura 4.20, observa-se que os fluidos mais salinos e mais quentes evoluem para fluidos menos
salinos e de mais baixa temperatura.
As inclusões aquo-carbônicas dos tipos 3A e 3B, que ocorrem localmente no veio BAH F
382 / 273,35m que corta a camada de rochas fragmentárias mineralizadas, exibem resultados de
TfCO2 de –56,4 a –56,7oC, sendo mais frequente a temperatura de -56,4oC (Fig. 4.21a), mostrando
que se trata de CO2 puro. A homogeneização ocorreu sempre para o estado líquido, entre
temperaturas de –4 a +30oC (Fig. 4.21b), indicando uma densidade variável, de 0,95 a 0,60
g/cm3.
81
Inclusões
Tipo 1
Tipo 2A
Tipo 2B
Figura 4.17 – Diagramas Te (oC) contra Tfg (oC) das inclusões fluidas aquosas dos veios.
82
Freqüência
15
10
5
10
0
20
30
40
50
60
Salinidade ( %p.eq.NaCl )
Figura 4.18 – Histogramas das salinidades (em % p. eq. NaCl) das inclusões fluidas aquosas
presentes nos veios.
Veios
H2 O
BAH F.332/231,80m
BAH F.332/286,45m
BAH F.382/273,35m
BAH F.382/315,70m
BAH F.375/237,00m
-5°C
-10°C
Inclusões
C
-20°
Tipo 1
-20°C
Tipo 2A
-30°C
-5°C
Tipo 2B
100°C
200
°
C
Na
Cl
.2H
2O
0,9
40
0°
0,8
0,7
O
H2
2.6
Cl
Ca
30
0°C
C
0,6
0,5
75%NaCl
0,4
0,3
0,2
0,1
75%CaCl2
Figura 4.19 – Diagrama triangular NaCl-CaCl2-H2O mostrando a distribuição das inclusões
aquosas dos tipos 1, 2A e 2B de cinco veios da área do depósito de Igarapé Bahia. A distribuição
foi obtida a partir de dados de fusão do gelo, da halita e da hidrohalita (baseado em WilliamsJones e Samson 1990).
83
500
450
400
300
o
Tht ( C)
350
250
200
150
100
50
20
25
30
35
40
45
50
55
60
Salinidade (% p. eq. NaCl+CaCl2)
Figura 4.20 – Diagrama salinidade total (% p. eq. NaCl + CaCl2) contra temperatura de
homogeneização total (Tht, em oC) das inclusões aquosas de veios de Igarapé Bahia (símbolos
conforme Fig. 4.19)
a
Freqüência
15
10
5
-59
-58
-57
-56
-55
b
Freqüência
15
10
5
-10
0
10
20
30
Figura 4.21 – Histogramas das inclusões aquo-carbônicas e carbônicas (tipos 3A e 3B) do veio
BAH F382/173,35m. (a) Temperaturas de fusão do CO2 (TfCO2); (b) Temperaturas de
homogeneização do CO2 (ThCO2).
84
4.3 6 - Conclusões sobre o estudo de inclusões fluidas
O litoclasto de BIF brechado (amostra L) é interpretado como uma BIF de fácies óxido
que foi brechada e cimentada por quartzo em local provavelmente afastado do depósito de
Igarapé Bahia. Em época posterior, nova fragmentação e retrabalhamento possibilitaram a
incorporação deste clasto às rochas da zona mineralizada. As inclusões presentes no quartzo que
cimenta os pedaços de BIF são em geral primárias, compostas por fluidos aquosos pertencentes
ao sistema NaCl-CaCl2-FeCl2-H2O, com salinidades de 5 a 56% e temperaturas de homogeneização de 120 a 440oC. A amostra L guarda, portanto, o registro de um evento hidrotermal
que movimentou fluidos hipersalinos e quentes em época anterior à da formação e mineralização
das rochas fragmentárias.
Os dados petrográficos e microtermométricos obtidos no litoclasto demonstram que os
fluidos mais salinos foram também aqueles mais quentes e aprisionados mais precocemente, pois
preenchem inclusões situadas nas áreas turvas do quartzo. Estas áreas turvas ocorrem em geral
em torno dos fragmentos de BIF, correspondendo aos locais onde o quartzo principiou a sua
deposição. Já os fluidos mais diluídos e mais frios ocupam inclusões no quartzo mais límpido e
mais afastado dos fragmentos, sendo consequentemente mais tardios. Portanto, a amostra L
contém fluidos precoces bastante salinos e quentes, que com o tempo evoluíram para fluidos mais
diluídos e resfriados. Quanto às composições dos fluidos, os dados mostram diferenças pequenas
entre os componentes NaCl e CaCl2 das diversas inclusões, embora o Fe tenha sido provavelmente mais abundante nos fluidos iniciais, de mais alta temperatura, em função da presença
constante de cristais de saturação de FeCl2 nas inclusões do tipo 2B, portadoras destes fluidos.
Observações adicionais mostram que o litoclasto não contém no seu interior sulfetos nem outros
minerais, como clorita ou siderita, da rocha hospedeira, indicando que ele se formou durante um
evento hidrotermal não mineralizante e permaneceu impermeável aos fluidos que posteriormente
percolaram pela zona mineralizada. Outra evidência a favor da última possibilidade é a ausência
de CO2 nos fluidos contidos no litoclasto. O CO2, como já mencionado, é frequente na cavidade
de quartzo (amostra C).
A amostra C representa uma cavidade que foi preenchida por quartzo durante a
mineralização das rochas fragmentárias e que, portanto, guarda o registro dos fluidos
mineralizantes. A amostra sofreu deformação, porém preserva sua textura drusiforme original e
85
um grande número de inclusões fluidas primárias e pseudo-secundárias nos cristais maiores de
quartzo. Estas inclusões contêm fluidos carbônicos e aquo-carbônicos em coexistência com
fluidos aquosos salinos. Os fluidos aquo-carbônicos apresentam salinidade baixa (cerca de 6% p.
eq. NaCl) e uma grande variação no conteúdo e densidade do CO2. A variação, também grande,
no grau de preenchimento destas inclusões aponta para um processo de imiscibilidade ocorrido
antes de seu aprisionamento pelo quartzo. Pequenas concentrações de CH4 associam-se à fase
gasosa e podem ser resultantes de interação com matéria carbonosa presente nas rochas
fragmentárias. A presença de CO2 nas inclusões desta amostra é coerente com a ocorrência de
carbonatos, principalmente siderita, nas rochas mineralizadas.
Os fluidos aquosos da cavidade C guardam semelhança com os que ocorrem na amostra L
e também pertencem a sistemas à base de NaCl-CaCl2-FeCl2-H2O, tendo no entanto salinidades
(5 a 45% NaCl + CaCl2) e temperaturas de homogeneização (110 a 330oC) comparativamente
mais baixas. Os dados mostraram que os fluidos mais salinos foram os mais quentes a percolar a
cavidade, enquanto que os mais diluídos foram aprisionados sob temperaturas mais baixas. As
composições dos fluidos em termos das relações NaCl / (NaCl + CaCl2) mostraram diferenças
entre as inclusões saturadas, que podem ser atribuídas a interações com a rocha hospedeira.
Resumidamente, a cavidade de quartzo preserva fluidos aquo-carbônicos provavelmente
resultantes de imiscibilidade, coexistentes com fluidos aquosos de salinidades e composições
variadas. Estes diferentes fluidos devem ter sido misturados e circulado pela unidade de rochas
fragmentárias durante a mineralização. Com relação às temperaturas, os dados de homogeneização mostraram valores máximos de 300 a 330oC para os fluidos aquosos. Estas
temperaturas são, no entanto, algo mais baixas do que aquelas admitidas para as paragêneses a
ferroactinolita-hastingsita (≥350oC) que se desenvolveram na matriz das rochas fragmentárias
mineralizadas (ver item 4.4 deste capítulo), sugerindo que o quartzo da cavidade não aprisionou
os fluidos mais precoces, de mais alta temperatura, que circularam pela rocha durante a
mineralização. Isto parece coerente com o fato de que cavidades são em geral preenchidas
tardiamente, sendo capazes de reter apenas fluidos hidrotermais já mais evoluídos e resfriados.
As inclusões presentes nos veios indicam que, novamente, fluidos aquosos bastante
salinos, pertencentes a sistemas NaCl-CaCl2–FeCl2-H2O, atravessaram a área de Igarapé Bahia,
desta vez em época mais tardia, sendo responsáveis por uma mineralização de baixo teor. Não é
possível saber se todos os veios pertencem a um mesmo evento, mas evidências como o aspecto
86
planar da maioria deles e a ausência de deformação importante no quartzo indicam que eles se
formaram após a mineralização principal e o metamorfismo que afetou Igarapé Bahia. Um destes
veios corta um dique de diabásio que atravessa o depósito, sendo portanto posterior a 2,57 Ga,
que é a idade dos diques locais (Ferreira Filho 1985; Tallarico et al. 2002a). Os fluidos que
formaram os veios exibem um padrão de mistura de fluidos saturados coexistindo com fluidos
insaturados, com temperaturas de homogeneização de 120 a 400oC e salinidade de 2 a 40%, em
média. Os fluidos mais salinos são de temperaturas mais altas e os mais diluídos de temperaturas
mais baixas. O veio BAH F 332 / 286,45m registra os fluidos mais salinos já encontrados em
Igarapé Bahia (até 60% de sais), com as mais altas temperaturas de homogeneização (>500oC) e
composições muito ricas em Fe, dada a presença constante de cristais de saturação de FeCl2
(além de halita) em suas inclusões. A ocorrência localizada de CO2 puro no veio BAH F 382 /
273,35m talvez possa ser atribuída a uma descarbonatização local provocada pela passagem dos
fluidos hidrotermais pela zona do minério, já que este veio corta o nível de rochas fragmentárias
mineralizadas. E as variações composicionais (em termos da razão NaCl / (NaCl + CaCl2) dos
fluidos dos veios parecem ser, em parte, resultantes de interação com as encaixantes.
4.4 - Minerais portadores de cloro de Igarapé Bahia
Análises feitas para esta pesquisa acusaram a presença de Cl em anfibólios e cloritas
associados às rochas mineralizadas de Igarapé Bahia. O elemento já havia sido detectado
anteriormente em cloritas de Igarapé Bahia por Zang & Fyfe (1995) e no mineral identificado
como ferropirosmalita por Tazava et al. (1999). A presença de Cl na estrutura de minerais
geralmente se constitui numa evidência de que fluidos hidrotermais salinos participaram da sua
formação. Entretanto, a incorporação do Cl a minerais hidratados depende não somente do teor
de Cl dos fluidos coexistentes, mas também das temperaturas de formação e aspectos
relacionados à estrutura dos minerais, como demonstram estudos experimentais efetuados por
Muñoz (1984) e Volfinger et al. (1985). Com o intuito de avaliar estes fatores, serão mostradas as
composições químicas dos minerais analisados e discutidas as implicações da presença destes e
de minerais clorados identificados em trabalhos anteriores sobre a natureza dos fluidos
mineralizantes em Igarapé Bahia.
87
4.4.1 – Estudos anteriores sobre minerais com Cl em Igarapé Bahia
O estudo desenvolvido por Zang & Fyfe (1995) sobre cloritas do depósito de Igarapé
Bahia reporta pela primeira vez a presença de Cl em minerais daquela jazida. O estudo aborda a
cloritização, referida como um dos mais importantes processos de alteração hidrotermal ocorrido
em Igarapé Bahia, e baseia-se em análises de cloritas associadas ao minério e cloritas das rochas
encaixantes próximas e mais afastadas da zona mineralizada. Os autores citados verificaram a
presença de até 0,16% em peso de Cl nas cloritas, constatando um aumento nos teores deste
elemento e nas razões Fe / (Fe + Mg) das cloritas das encaixantes em relação às cloritas da zona
de minério. O aumento é atribuído a diferentes interações fluido / rocha e distância da zona de
descarga dos fluidos num ambiente subaquoso, marinho. Zang & Fyfe (1995) determinaram
também, com base nos teores de AlIV das cloritas, temperaturas de 204 a 266oC para a formação
das rochas hidrotermalizadas, tendo igualmente observado um leve aumento nas temperaturas das
encaixantes em direção à zona mineralizada.
Outro mineral com Cl encontrado em Igarapé Bahia é um silicato de Fe e Mn designado
ferropirosmalita, descrito por Tazava et al. (1999). Este mineral foi localizado em veios e à volta
de clastos de BIF contidos em rochas mineralizadas ricas em siderita, magnetita, calcopirita e
anfibólios do corpo Acampamento Sul. A ferropirosmalita de Igarapé Bahia possui entre 2,77 e
5,38% em peso de Cl e uma relação Mn / (Fe + Mn) muito baixa. Sua origem, segundo os autores
mencionados, estaria relacionada à substituição metassomática de minerais ferríferos promovida
por fluidos fortemente salinos, que teriam percolado através da matriz das rochas fragmentárias,
sob temperaturas de 400 a 500oC. Os fluidos salinos são considerados magmáticos por Tazava et
al. (1999), embora a pirosmalita seja mais comum em formações ferríferas e depósitos de sulfetos
relacionados a sistemas hidrotermais submarinos (Pan et al. 1993).
4.4.2 – Minerais estudados neste trabalho
A presença de Cl em anfibólios e cloritas de Igarapé Bahia foi inicialmente detectada em
análises feitas ao microscópio eletrônico. Posteriormente, os minerais foram analisados sob
microssonda eletrônica com o intuito de quantificar o Cl e obter suas composições globais. Os
anfibólios e cloritas selecionados para estas análises ocorrem na matriz das rochas fragmentárias
mineralizadas de intervalos particularmente ricos em minério, localizados no setor norte da mina
88
de Igarapé Bahia (corpos Acampamento Norte e extremidade norte do corpo Acampamento Sul),
nos quais os teores atingem uma média de 3 g/t Au e 2 - 4% Cu (dados fornecidos pela CVRD).
Anfibólios
Os anfibólios estudados ocorrem nas profundidades de 196,40m, 222,60m e 223,62m do
furo de sondagem BAH F 353, locado no extremo norte do corpo Acampamento Sul (ver
localização do furo na Fig. 3.1). Estes minerais ocorrem na matriz das rochas fragmentárias
mineralizadas, onde constituem cristais finos, fibrosos a idioblásticos, fortemente zonados, de cor
verde azulada escura com manchas claras (Fotos 4.26 e 4.27). Os anfibólios não mostram
qualquer orientação dentro da matriz, onde se associam principalmente com estilpnomelano,
magnetita, calcopirita e bornita. Cristais de ferropirosmalita foram localizados no ponto 176,85m
do mesmo furo (BAH F 353), concentrados em torno de clastos de BIF (Foto 4.28). A cavidade
de quartzo, estudada na microtermometria (amostra C), situa-se também bastante próximo dos
anfibólios analisados, na profundidade de 194,20m do mesmo furo de sondagem.
As composições químicas dos anfibólios estão relacionadas nas Tabelas 4.10a, b e c (ver
Anexo II), sendo que doze destas análises (marcadas em pontilhado nas tabelas) correspondem a
análises representativas, obtidas na borda e no centro de seis diferentes cristais. Os anfibólios
analisados são tipos cálcicos, que exibem um acentuado zoneamento composicional, podendo
variar de hastingsitas a ferroactinolitas ou ferrohornblendas (Fig. 4.22) dentro de um mesmo
cristal. Os teores de FeO são bastante elevados, de 26,4 a 33,8% em peso, e resultaram na
presença adicional de Fe+3 calculado na fórmula estrutural. As razões Fetotal / (Fetotal + Mg) são
igualmente altas, variando de 0,71 a 0,99, com um valor médio de 0,84. Variações também
importantes são mostradas por componentes como o SiO2 (de 36,5 a 50,9% em peso) e o Al2O3
(de 0,7 a 11%). Os teores de Cl são baixos nas ferroactinolitas (0,18 a 0,58%), mas alcançam
valores expressivos (até 2,45% em peso) nos anfibólios mais aluminosos. Os anfibólios dos
níveis mais profundos do furo BAH F 353, correspondentes aos pontos 222,60m e 223,62m (ver
análises representativas nas Tabs. 4.10b e 4.10c), exibem em geral núcleos ricos em Fe, Al e Cl e
bordas mais empobrecidas nestes componentes. Já os anfibólios da profundidade 196,40m do
mesmo furo (ver análises em pontilhado na Tab. 4.10a) mostram zoneamentos irregulares ou, por
vezes, inversos aos dos outros anfibólios. Estas heterogeneidades composicionais, encontradas
89
Fotos 4.26 a 4.29 – Minerais portadores de cloro de Igarapé Bahia.
4.26 – Fotomicrografia da matriz de rocha fragmentária mineralizada, formada por Cl-anfibólios
fibrosos verde azulados (anf) em meio a massa de estilpnomelano marron (stp). Grãos de
magnetita e de sulfeto (em preto) estão dispersos. Amostra BAH F 353 / 196,20m. Luz planopolarizada.
4.27 – Fotomicrografia mostrando Cl-anfibólios zonados verde-azulados (anf) da matriz de rocha
fragmentária mineralizada. Agregados de estilpnomelano (stp) e grãos de magnetita e sulfeto (em
preto) também estão presentes. Amostra BAH F 353 / 223,62m. Luz plano-polarizada.
4.28 – Fotomicrografia de rocha fragmentária mineralizada, onde ocorrem cristais de
ferropirosmalita (fp, com birrefringência em amarelo) no contato entre um fragmento de BIF a
quartzo-magnetita (à direita) e a matriz da rocha, formada por anfibólios ferríferos,
estilpnomelano, magnetita e calcopirita. Amostra BAH F 353 / 176,85m. Polarizadores cruzados.
4.29 – Fotomicrografia mostrando cristais de Fe-clorita (chl) envoltos e parcialmente corroídos
por siderita (sd) na matriz de rocha fragmentária mineralizada. A calcopirita (em preto) aparece
no canto superior direito da foto, As manchas avermelhadas são de material limonítico resultante
de alteração da siderita. Amostra BAH F 332 / 237,00m. Luz plano-polarizada.
90
anf
stp
stp
chl
anf
Foto 4.26
Foto 4.27
chl
fp
chl
sd
Foto 4.28
Foto 4.29
91
92
1,0
Mg/(Mg + Fe+2 )
pargasita
magnesiosadan
edenita
magnesiohast
0,5
ferropargasita
sadanagaita
ferro-edenita
hastingsita
0,0
7,5
7,0
6,5
6,0
5,5
5,0
4,5
Si
1,0
Mg/(Mg + Fe+2 )
0,9
tremolita
actinolita
0,5
magnesiohornblenda
tschermakita
ferrohornblenda
ferrotschermak
ferroactinolita
0,0
8,0
7,5
7,0
6,5
6,0
5,5
Si
Figura 4.22 – Composição dos anfibólios de Igarapé Bahia plotados no diagrama de
classificação dos anfibólios cálcicos de Leake et al. (1997).
93
94
dentro dos cristais e entre anfibólios de diferentes profundidades, indicam desequilíbrios
químicos típicos de minerais formados a partir de fluidos hidrotermais.
Correlações positivas foram obtidas entre Cl e a razão Fetotal / (Fetotal + Mg) (Fig. 4.23),
entre Cl e AlIV (Fig. 4.24) e entre Cl e K (Fig. 4.25) de todos os anfibólios analisados. Estas
relações indicam que existe um importante controle cristaloquímico sobre a incorporação de Cl
aos minerais citados. A relação direta entre Cl e a razão Fetotal / (Fetotal + Mg), ou xFe, ocorre não
somente com anfibólios, mas também com biotitas, e tem sido designada de “Mg-Cl-avoidance”
ou “Fe-F-avoidance” (Muñoz 1984), indicando que o Cl se associa preferencialmente aos
anfibólios e biotitas ferríferos, enquanto que o F é incorporado de preferência por anfibólios e
biotitas mais magnesianos. As explicações para este comportamento dos halogênios variam entre
diferentes pesquisadores. Para Muñoz (1984), as ligações catiônicas Fe-F e Mg-Cl seriam mais
fracas do que as ligações Mg-F e Fe-Cl e, porisso, os sítios octaédricos ocupados pelo Fe
agregariam preferencialmente o Cl no poliedro de coordenação aniônico. Outros autores, como
Ito & Anderson (1983), Volfinger et al. (1985) e Suwa et al. (1987), favorecem a idéia de que um
aumento nas dimensões do sítio ocupado pelo OH promoveria a entrada do Cl na estrutura dos
anfibólios, já que o Cl possui um raio iônico cerca de 30 a 35% maior do que o do OH ou do F. O
aumento ocorreria, segundo Volfinger et al. (1985), através de uma rotação dos tetraedros
controlada pela entrada crescente de Fe+2 no sítio octaédrico, podendo assim explicar a correlação
positiva entre Cl e xFe em anfibólios cálcicos. Para Ito & Anderson (1983) e Suwa et al. (1987),
entretanto, a estrutura inteira dos anfibólios deveria ser expandida para acomodar o Cl. Esta
expansão ocorreria pela entrada conjunta de Al no sítio tetraédrico, de Fe+3 no sítio octaédrico e
do K no sítio A dos álcalis, explicando assim as correlações verificadas entre Cl / xFe, Cl / AlIV e
Cl / K (Figs. 4.23 a 4.25). Já Oberti et al. (1993) fornecem uma explicação alternativa,
demonstrando que é a incorporação do Cl ao sítio aniônico que induz a deformação na estrutura e
que resulta num aumento de tamanho dos sítios tetraédricos e octaédricos. Como consequência, o
Fe substitui o Mg nos sítios octaédricos em função da sua forte preferência (em relação ao Mg)
pelos sítios expandidos, com a concomitante substituição do Si pelo Al nos sítios tetraédricos.
De qualquer modo, certas condições devem ser satisfeitas para que o Cl se incorpore aos
anfibólios. Assim, usando os exemplos de Igarapé Bahia e de outros encontrados na literatura, os
requisitos composicionais parecem ser sempre de que os anfibólios sejam variedades cálcicas,
tenham razões Fe / (Fe + Mg) elevadas e contenham certa quantidade de K, Na e Al.
95
Com relação às temperaturas de formação, anfibólios cálcicos ricos em Fe e Cl são
encontrados em rochas de diversos tipos e ambientes, sendo formados sob temperaturas variadas,
geralmente acima dos 300oC. Há exemplos em rochas cálcio-silicáticas (Suwa et al. 1987), em
granulitos (Kamineni et al. 1982), em veios hidrotermais associados a corpos ígneos básicos (Li
& Naldrett 1993), em metaexalitos e depósitos de sulfetos singenéticos pré-cambrianos (Oen &
Lustenhouwer 1992; Pan et al. 1993) e até mesmo em rochas básicas relacionadas a sistemas
hidrotermais submarinos ativos (Stakes & Vanko 1986). Anfibólios das variedades hornblenda e
actinolita portadores de Cl são também encontrados em depósitos da categoria IOCG, onde fazem
parte da paragênese de alteração (Baker 1998). Estes depósitos são invariavelmente gerados por
fluidos altamente salinos e se formam sob temperaturas, de modo geral, dos 300 aos 500oC
(Williams & Skirrow 2000; Mark et al. 2000).
Em Igarapé Bahia, as hastingsitas e ferroactinolitas portadoras de Cl ocorrem sempre
associadas com estilpnomelano e magnetita. Esta paragênese guarda similaridade com
assembléias encontradas em formações ferríferas da fácies óxido-silicato, metamorfizadas em
condições de fácies xisto verde médio a anfibolito. Estas associações formam-se sob temperaturas
a partir dos 350oC (Klein 1978, 1983). Anfibólios da série cummingtonita-grunerita, geralmente
associados a, ou mesmo intercrescidos com, anfibólios cálcicos em formações ferríferas (Klein
1983) não foram encontrados nos furos pesquisados de Igarapé Bahia, mas sua presença no corpo
adjacente Alemão é citada por Ronzê et al. (2000).
Temperaturas ≥ 350oC são mais elevadas do que aquelas admitidas para o metamorfismo
do fácies xisto verde inferior (300 a 350oC) que afetou a sequência Bahia. Entretanto, as
observações petrográficas mostram que os anfibólios em questão não exibem orientação,
deformações ou recristalização, notando-se apenas localmente uma substituição por calcita junto
a pequenos veios. Este fato pode tanto sugerir que os anfibólios formaram-se depois do
metamorfismo como antes dele, e, no último caso, representariam minerais de temperatura um
pouco mais alta ainda preservados em meio a assembléias de temperaturas mais baixas. Esta
característica foi verificada algumas vezes com minerais de zonas de alteração hidrotermal
associados a depósitos exalativos de greenstone belts da região do Abitibi, no Canadá (Jolly
1978; Barrett & MacLean 1994), os quais, mesmo formados antes do metamorfismo e sob
temperaturas algo mais elevadas, permaneceram íntegros e estáveis em meio às rochas
circundantes do fácies xisto verde.
96
0.7
0.6
0.5
Cl
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
0.70
0.75
0.80
0.85
0.90
0.95
1.00
Fet/(Fet +Mg)
Figura 4.23 – Diagrama Cl versus Fet / (Fet + Mg) dos anfibólios de Igarapé Bahia.
0.7
0.6
0.5
Cl
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
0.0
0.5
1.0
1.5
2.0
AlIV
Figura 4.24 – Diagrama Cl versus AlIV dos anfibólios de Ig. Bahia.
0.7
0.6
0.5
Cl
0.4
0.3
0.2
0.1
0.0
0.00
0.05
0.10
0.15
0.20
0.25
K
Figura 4.25 – Diagrama Cl versus K dos anfibólios de Igarapé Bahia.
97
98
Cloritas
A clorita é o principal mineral hidrotermal em Igarapé Bahia e está presente tanto nas
encaixantes vulcânicas e sedimentares como dentro do nível de rochas fragmentárias
mineralizadas. Como as cloritas de Igarapé Bahia já foram bastante estudadas em trabalhos
anteriores, selecionou-se para análises apenas cloritas presentes no ponto 237,00 m do furo BAH
F 332, que intercepta o corpo Acampamento Norte. Este furo é adjacente ao corpo mineralizado
Alemão e dista cerca de 250m do furo BAH F 353, de onde provêm os anfibólios descritos acima
(ver Fig. 3.1). A rocha mineralizada no corpo Acampamento Norte contém fragmentos de BIF a
quartzo-magnetita imersos em matriz fina e localmente foliada, composta por abundante siderita,
magnetita, calcopirita estirada e clorita. O quartzo ocorre em quantidade variável, enquanto que a
apatita e a limonita são componentes mais raros. As cloritas investigadas caracterizam-se pela
granulação fina, coloração verde intensa, birrefringência relativamente elevada (até 0,014),
caráter B(-) e pleocroismo de verde forte a verde amarelado, e mostram substituição por siderita
nas bordas (Foto 4.28).
Análises químicas das cloritas da amostra BAH F 332 / 237,00, feitas através de microssonda
eletrônica, são mostrados na Tabela 4.11 (ver Anexo II). As composições destes minerais
destacam-se pelos valores extremamente elevados em FeO (de 42,6 a 45,4% em peso) e baixos de
MgO e Al2O3. A fórmula estrutural, calculada na base de 28 oxigênios, resultou na presença de
pequena quantidade de Fe+3, obtida por balanço de carga. As razões Fetotal / (Fetotal + Mg)
apresentam um valor médio de 0,88, algo superior à razão Fetotal /(Fetotal + Mg) média dos
anfibólios, que é de 0,84. O conteúdo de Cl das cloritas é significativo, variando de 0,64 a 0,92%
em peso, com um teor médio de 0,80%.
As cloritas analisadas foram plotadas no diagrama de classificação de Hey (1954) (Fig. 4.26),
juntamente com cloritas de Igarapé Bahia cujas análises se encontram disponíveis na literatura
(e.g. Zang & Fyfe 1995; Lindenmayer et al. 1998; Tazava 1999; Tallarico 2002). Observa-se no
diagrama mencionado que as cloritas aqui estudadas caem no campo das brunsvigitas e fazem
parte de um conjunto de cloritas bastante ferríferas, com razões Fe / (Fe + Mg) ≥ 0,65, que se
distribui principalmente pelos campos das brunsvigitas e afrosideritas. Estas cloritas são típicas
da zona de minério de Igarapé Bahia. As cloritas de fora da zona mineralizada possuem razões Fe
/
(Fe + Mg) < 0,65 e se distribuem pelos campos das ripidolitas e picno-
99
cloritas, sendo na maioria associadas a rochas metabásicas adjacentes e mais afastadas da zona de
minério. Segundo a classificação de Bailey (1980), as cloritas aqui estudadas são chamositas,
dada a predominância do Fe+2 como cátion divalente octaédrico. Segundo o mesmo autor, as
chamositas possuem como termo extremo a fórmula (Fe52+Al)(Si3Al)O10(OH)8.
Como a composição das cloritas geralmente depende da composição das rochas nas quais elas
ocorrem (Laird 1988), foi construído o diagrama que relaciona as razões Al / (Al + Fetotal + Mg)
versus Fetotal / (Fetotal + Mg) (Fig. 4.27), onde foram plotadas as diversas cloritas de Igarapé Bahia
analisadas neste trabalho e em outros anteriores (Zang & Fyfe 1995; Tazava 1999; Tallarico
2002). Como se observa no diagrama, a distribuição dos dados em termos da relação Fetotal /
(Fetotal + Mg) é bastante ampla, com as cloritas mais ricas em Fe, entre as quais se incluem
aquelas analisadas nesta pesquisa, concentradas na metade direita do diagrama. Esta área
coincide aproximadamente com o campo das cloritas de formações ferríferas, como demonstram
os dados relativos às chamositas de formações ferríferas estudadas por Klein & Fink (1976),
Floran & Papike (1978) e Lindenmayer et al. (1998), igualmente plotados neste diagrama. A
outra parte dos dados apresentados na Figura 4.27 relaciona-se às cloritas associadas às rochas
metabásicas e metapelíticas de Igarapé Bahia, cujas composições são mais magnesianas.
Os teores de Cl das cloritas estudadas aqui (até 0,90% em peso e média de 0,80%) são bem
mais elevados do que os obtidos por Zang & Fyfe (1995) para cloritas do corpo Acampamento
Sul (até 0,16% em peso) e para as cloritas das rochas encaixantes do depósito (de 0 até 0,12% em
peso). Isto transparece bem no diagrama Cl / xFe mostrado na Figura 4.28 e uma correlação
positiva entre Cl e a razão Fetotal / (Fetotal + Mg) nas cloritas aqui estudadas e naquelas analisadas
por Zang & Fyfe (1995) pode ser observada, embora exista uma lacuna entre os dois conjuntos de
dados. Esta variação indica que o Cl é incorporado de preferência pelas cloritas mais ferríferas,
como também ocorre com os anfibólios de Igarapé Bahia e com anfibólios e biotitas de outras
localidades (e.g. Oen & Lustenhouwer 1992; Li & Naldrett 1993; Jiang et al. 2000).
Quanto às temperaturas de formação, as chamositas são estáveis através de um amplo
intervalo de temperaturas, sendo que em formações ferríferas elas persistem do grau metamórfico
baixo, onde são mais comuns, até condições de fácies anfibolito alto (Laird 1988). Como
tentativa para estimar a temperatura de formação das cloritas analisadas neste trabalho, foram
feitos diversos cálculos geotermométricos, utilizando as fórmulas de Kranidiotis & MacLean
100
Daphnita
1.0
Ripidolita
0.1
0.0
4
Clinocloro
0.2
Sheridanita
Corundofilita
0.3
5
6
7
Talco-clorita
0.5
0.4
Diabandita
0.6
Peninita
0.7
Afrosiderita
Pycnoclorita
0.8
Brunsvigita
0.9
Pseudoturingita
Fet / (Fet + Mg)
Cloritas deste trabalho
Lindenmayer et al. (1998)
Tallarico (2002)
Tazava (1999)
Zang & Fyfe (1995)
8
Si
Figura 4.26 – Composição das cloritas de Igarapé Bahia plotadas no diagrama xFe versus Si de
classificação de Hey (1954).
101
102
0.6
Al / (Al + Fet + Mg)
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0.4
0.5
0.7
0.6
0.8
0.9
1.0
Fet / (Fet + Mg)
Figura 4.27 – Diagrama xFe versus xAl das cloritas de Igarapé Bahia.
Figura 4.28 – Diagrama Cl versus Fet / (Fet + Mg) das cloritas de Igarapé Bahia. Símbolos
vazios = cloritas deste trabalho; símbolos cheios = cloritas estudadas por Zang & Fyfe (1995).
103
104
(1987), Cathelineau (1988) e Zang & Fyfe (1995), cujos resultados foram adicionados à Tabela
4.11. Pelo que se observa, as temperaturas obtidas variam bastante, de 166 a 299oC, e esta
variação ocorre mais ou menos de acordo com a fórmula utilizada. Foi também verificado que as
temperaturas obtidas são de modo geral baixas, considerando-se que, em rochas adjacentes, a
presença de anfibólios das variedades ferroactinolita e hastingsita indicam temperaturas mínimas
de 350oC para os fluidos que circularam por esta parte do depósito.
Os dados sugerem, portanto, que o princípio da geotermometria das cloritas, em que o AlIV e o
FeVI se correlacionam positivamente com a temperatura, não pode ser aplicado estritamente aos
minerais aqui analisados. Almada (1998), utilizando as análises de cloritas de Igarapé Bahia
feitas por Zang & Fyfe (1995), também discute, com bastante propriedade, este aspecto, alegando
que o motivo da inadequação das cloritas mencionadas à geotermometria estaria no seu alto
conteúdo de Fe. Na verdade, cloritas como as aqui estudadas mostram composições pouco usuais
e seu alto teor de Fe e os baixos valores de Al e Mg não necessaria-mente dependem de uma
temperatura específica, mas talvez reflitam fortemente a composição do fluido a partir do qual
elas cristalizaram. Além de formações ferríferas, cloritas com teores muito elevados de Fe
semelhantes às de Igarapé Bahia são também encontradas em depósitos minerais associados a
diversos tipos de veios, incluindo os epitermais (Shikazono & Kawahata 1987), e em zonas de
descarga de sistemas hidrotermais submarinos (Delaney et al. 1987; Seyfried et al. 1999).
4.4.3 - Conclusões sobre os minerais portadores de cloro
Considerando-se que os minerais portadores de Cl de Igarapé Bahia, como anfibólios, cloritas
e a ferropirosmalita identificada por Tazava et al. (1999), estão contidos nas rochas mineralizadas
do depósito, admite-se que suas composições e temperaturas de formação possam revelar
algumas das características dos fluidos mineralizantes.
A primeira destas características é a salinidade dos fluidos que coexistiram com os minerais
clorados. Experimentos feitos por Volfinger et al. (1985) demonstraram que o Cl é um elemento
altamente solúvel em soluções aquosas, sendo que, para fixá-lo a certos minerais, é necessária a
coexistência destes minerais com soluções salinas concentradas. Aplicando os resultados
experimentais a minerais naturais, os autores mencionados concluiram que biotitas
105
naturais com teores iguais ou superiores a 1000 ppm de Cl (ou seja, ≥0,001%) teriam cristalizado
em equilíbrio com fases fluidas com conteúdo de Cl de no mínimo 3 M (ou seja, ≥10% de NaCl).
Em Igarapé Bahia, o estudo de inclusões fluidas feito na cavidade de quartzo situada na rocha
mineralizada (ver item 4.3.5), a pouca distância dos locais de ocorrência dos anfibólios e
chamositas aqui estudados, revelou que os fluidos foram, de fato, suficientemente concentrados
(com até 45% p. eq. NaCl + CaCl2) para emprestar Cl aos minerais coexistentes.
Outra característica que pode ser estabelecida é a temperatura dos fluidos mineralizantes.
Conforme visto acima, as temperaturas de estabilidade dos anfibólios e chamositas de Igarapé
Bahia foram estimadas em ≥350oC. Segundo trabalhos experimentais desenvolvidos por Seyfried
et al. (1986), temperaturas da ordem de 350 a 400oC promovem um enriquecimento em Cl nos
fluidos hidrotermais, sendo isto coerente com a alta salinidade medida nos fluidos que
coexistiram como os minerais clorados e com a mineralização em Igarapé Bahia. Temperaturas
de 350 a 400oC são compatíveis com as temperaturas de sistemas hidrotermais que originaram
boa parte dos depósitos da categoria Óxidos de Fe-Cu-Au (Williams & Skirrow 2000), como
também as de certos depósitos vulcanogênicos (VMS) ricos em cobre (Large 1992).
Temperaturas ≥350oC foram igualmente medidas em algumas fontes hidrotermais (black
smokers) atualmente ativas no fundo do mar (Von Damm 1990).
Uma terceira característica é a presença de Fe nos fluidos mineralizantes, que pôde ser
confirmada a partir dos altos teores de Fe e correlações positivas Cl / Fe verificados nas análises
dos anfibólios e cloritas, e também através da alta concentração de minerais ferríferos nas rochas
mineralizadas. Segundo Seyfried et al. (1999), quanto mais quentes e mais salinos os fluidos,
maior a sua capacidade de extrair e carregar metais, particularmente o Fe. A presença de Fe foi
também confirmada no estudo de fluidos e cristais de saturação contidos nas inclusões da
cavidade de quartzo encontrada na rocha mineralizada (ver item 4.3.5).
Com relação à composição química e associação paragenética, os anfibólios e cloritas aqui
analisados guardam forte semelhança com anfibólios e cloritas encontrados em formações
ferríferas de fácies óxido-silicato.
A composição das cloritas aponta, por sua vez, para uma proximidade com a antiga zona
de descarga dos fluidos mineralizantes de Igarapé Bahia. Esta sugestão baseia-se na elevada
razão Fet / (Fet + Mg) mostrada pelas chamositas, indicativa, segundo vários autores (Shikazono
& Kawahata 1987; Saccocia et al. 1994; Seyfried et al. 1999), de cristalização a partir de um vent
106
fluid. Este mesmo conceito foi utilizado por Zang & Fyfe (1995) em seu estudo sobre as cloritas
de Igarapé Bahia para sugerir que a zona de descarga dos paleofluidos daquele depósito estaria no
corpo Acampamento Sul. Entretanto, as chamositas aqui estudadas são procedentes da parte norte
do depósito e mostram razões xFe (e teores de Cl) ainda mais elevadas do que as das cloritas
coletadas por Zang & Fyfe (1995), permitindo inferir que o sítio de descarga dos fluidos
ferríferos e salinos de Igarapé Bahia estaria, na verdade, mais a norte, coincidindo talvez com o
local de ocorrência do corpo Alemão.
4.5 – Fluidos e minerais com cloro em outros depósitos de Carajás
Fluidos salinos e minerais portadores de cloro semelhantes aos de Igarapé Bahia ocorrem
também em outros depósitos de Cu-Au de Carajás. No depósito de Cu (Au-Ag-Mo) de Salobo,
igualmente hospedado em rochas da sequência Itacaiúnas (ver localização na Fig. 2.2), o estudo
feito por Réquia (1995) revelou a coexistência de fluidos carbônicos e aquosos relacionados à
mineralização. Os fluidos carbônicos são restritos e contêm < 10 mol % CH4. Os fluidos aquosos
são abundantes e foram atribuídos a sistemas NaCl + MgCl2 ± FeCl2 ± CaCl2, mostrando
salinidades de até 58% NaCl. Dentre as análises efetuadas em minerais de Salobo por Guimarães
(1987), o Cl aparece de modo importante em biotitas (até 2%) e em anfibólios das variedades
hornblenda e ferrohastingsita (até 1,9% em peso de Cl). Estes minerais ocorrem nas formações
ferríferas que hospedam o depósito. Anfibólios da série cummingtonita-grunerita, associados aos
anfibólios cálcicos, mostram teores de Cl insignificantes. A pirosmalita, mineral geralmente rico
em Cl, foi também identificada por Guimarães (1987), não tendo sido entretanto analisada.
No depósito de Pojuca Corpo Quatro (ver Fig. 2.2), também situado em rochas do Supergrupo
Itacaiúnas, Winter (1994) mostrou que os fluidos responsáveis pela principal fase de
mineralização a Cu-Zn daquela jazida eram aquosos, com salinidade variável (4-34% p. eq.
NaCl), pertencentes a sistemas NaCl-CaCl2±KCl e aparentemente coexistentes com fluidos aquocarbônicos portadores de CH4. Winter (1994) analisou também hornblendas ferríferas, com até
2% em peso de Cl, da principal unidade mineralizada, representada por um pacote de rochas
bandadas considerado como uma formação ferrífera de fácies silicato.
No depósito de Cu-Au de Gameleira, adjacente a Pojuca, Lindenmayer et al. (2001a)
efetuaram análises de inclusões em veios mineralizados, constatando a presença de fluidos
107
aquosos, com salinidade de até 46% p. eq. NaCl. Lindenmayer et al. (2001a) citam também
ocorrência de anfibólios e biotitas com 1 - 2% de Cl naquele depósito.
No depósito de Cristalino, situado na região da Serra do Rabo, no sudeste da Província
Carajás, são conhecidas ocorrências de escapolita em rochas metavulcânicas e metadioritos
associados a mineralizações de Cu (Huhn et al. 1999b). A escapolita é geralmente um mineral
indicador de fluidos salinos e pode incorporar teores altos de Cl (Oen & Lustenhouwer 1992).
Fluidos bastante salinos também ocorrem em jazidas hospedadas em rochas
metassedimentares da Formação Águas Claras. Nos veios mineralizados a Cu-Au do depósito de
Águas Claras, Silva & Villas (1998) verificaram inclusões aquosas com até 45% p. eq. NaCl de
salinidade, pertencentes provavelmente a sistemas do tipo NaCl-CaCl2-MgCl2-H2O. Já no
depósito de Cu-Au (Mo-W-Bi) de Breves, associado ao granito homônimo, de 1,88 Ga de idade,
inclusões no granito e em veios na sua encaixante (Xavier 2003) mostraram fluidos ricos em CO2
contemporâneos com fluidos aquosos bastante salinos (>35% eq. NaCl), portadores de cloretos
de Ca, Na, Mg, K e Fe. Estes fluidos mostraram evolução para tipos tardios de menor salinidade,
provavelmente por mistura com águas meteóricas. Análises mineralógicas detectaram cloro em
biotitas de alguns veios mineralizados deste depósito (A. Dreher, dados inéditos).
4.6 – Origem da salinidade
Os estudos até aqui desenvolvidos demonstraram que os episódios de atividade
hidrotermal mineralizante que afetaram Igarapé Bahia, a saber, a mineralização das rochas
fragmentárias e o preenchimento dos veios mais tardios, envolveram, nos dois casos, fluidos
inicialmente muito salinos, que alcançaram valores iguais ou superiores aos 45 % p. eq.
NaCl+CaCl2. Estas salinidades correspondem a mais de 14 vezes a salinidade da água do mar
(~3,2% em peso de NaCl).
Fluidos assim salinos são geralmente encontrados em depósitos relacionados a granitos,
como escarnitos e jazidas do tipo Cu-Au pórfiro (Roedder 1984), como também em depósitos da
classe IOCG, nos quais as salinidades altas (em geral > 30% eq. NaCl) são da mesma forma
quase sempre atribuídas a uma fonte magmática (Pollard 2000).
No caso de depósitos de sulfetos exalativos, de veios hospedados em rochas situadas junto
às cadeias meso-oceânicas e de fontes hidrotermais ativas, as salinidades dos fluidos são muito
variáveis (Scott 1997) e de modo geral bem mais baixas do que aquelas encontradas nos
108
depósitos acima referidos. Entretanto, existem exceções importantes como, por exemplo, os
depósitos de sulfetos arqueanos da região de Quebec, no Canadá, onde salinidades de até 38% e
46% NaCl foram medidas em inclusões das jazidas VMS de Cu-Zn de Mattagami Lake (Costa et
al. 1983; 1984) e de Millenbach (Kheang 1984), respectivamente. Salinidades altas são também
mencionadas no depósito Sedex proterozóico a Pb-Zn-Ag de Sullivan (até 45% NaCl, conforme
Leitch & Lydon 2000) e no depósito triássico a Cu-Co-Au do tipo Besshi de Windy Craggy (até
17% NaCl, segundo Peter & Scott 1999), ambos também situados no Canadá. Em veios que
cortam metagabros do Mathematician Ridge, no oceano Pacífico, as salinidades em inclusões
fluidas acusaram valores de <10% até >60% NaCl (Stakes & Vanko 1986). E, no caso de fontes
hidrotermais ativas, os exemplos mais notáveis são os vents de Salton Sea, na Califórnia, e
Atlantis II Deep, no Mar Vermelho, que emitem fluidos que alcançam os 25 - 27% de salinidade
(Scott 1997; McKibben & Hardie 1997).
As explicações para estas altas salinidades são variadas. Em sistemas como os de Salton
Sea e do Mar Vermelho, a contribuição de evaporitos está devidamente comprovada e envolve a
participação direta de salmouras resultantes de evaporação, ou de fluidos hidrotermais que se
tornaram salinos porque percolaram e dissolveram antigos evaporitos (McKibben & Hardie
1997). Entretanto, em vents de cadeias meso-oceânicas, a relação com evaporitos deve ser
descartada e a possibilidade mais cogitada envolve processos de separação de fases ou ebulição
da própria água do mar (Stakes & Vanko 1986). Nos depósitos de sulfetos antigos, também não
existem evidências diretas da presença de evaporitos, embora sua influência seja fortemente
sugerida no caso de Sullivan, com base na ocorrência de minerais portadores de cloro, como
biotitas e escapolitas, e na provável existência de camadas evaporíticas situadas em profundidade
(Jiang et al. 2000). Para as demais jazidas, geralmente é colocada a hipótese de uma contribuição
de fluidos de origem magmática aos sistemas convectivos e brine pools formados no fundo do
mar para explicar as salinidades (e.g. Costa et al. 1984; Kheang 1984; Peter & Scott 1999) e, em
alguns casos, também para justificar a presença de certos metais associados aos depósitos.
As possibilidades expostas acima podem ser examinadas para Igarapé Bahia. Sabe-se que
processos de separação de fases são capazes de produzir fluidos muito salinos (Shepherd et al.
1985), mas exames feitos nas diferentes amostras de Igarapé Bahia não mostraram quaisquer
evidências de inclusões fluidas aquosas, coexistentes e com grau de preenchimento variável,
indicativas de processos de ebulição. Fluidos hipersalinos podem ser também gerados em
109
sistemas do tipo Cu-pórfiro por condensação de fluidos magmáticos supercríticos, produzindo
uma fase líquida aquosa com alta concentração de solutos (Roedder 1984). Um processo similar,
porém envolvendo imiscibilidade e produção de um fluido contendo CO2 coexistente com um
fluido aquoso hipersalino e rico em Fe e Cu, é, por sua vez, invocado por Pollard (2000) para
explicar a origem dos fluidos mineralizantes dos depósitos IOCG. Na Província Mineral de
Carajás ocorrem abundantes granitos, colocados em pelo menos três épocas geológicas distintas
(2,7 Ga, 2,5 Ga e 1,88 Ga), alguns dos quais comprovadamente geraram depósitos de Cu-Au nas
suas encaixantes, como no caso do granito proterozóico Breves (Nunes et al. 2001; Xavier et al.
2003). Assim, mesmo sem evidências da presença de granitos em profundidade ou nas
vizinhanças mais próximas, a origem magmática deve ser cogitada em Igarapé Bahia, podendo
justificar a elevada salinidade - e também a presença do CO2 e certos elementos químicos – nos
fluidos associados à mineralização a Cu-Au das rochas fragmentárias e dos veios mais tardios.
Entretanto, o litoclasto de BIF brechado englobado na unidade fragmentária representa
uma rocha formada num evento hidrotermal mais antigo do que o da mineralização das rochas
fragmentárias e dos veios, a partir de fluidos que aparentemente não depositaram sulfetos, mas
que foram igualmente muito salinos e quentes. Este evento ocorreu, ao que tudo indica, durante o
mesmo intervalo de tempo em que as BIFs de fácies óxido de Igarapé Bahia e vizinhanças
estavam sendo depositadas, as quais também constituem clastos dentro da unidade mineralizada.
Assim, ao invés de relacionado a um evento magmático, o litoclasto pode ter sua origem ligada
aos mesmos fluidos exalativos que formaram as BIFs da região. Formações ferríferas originadas
de soluções altamente salinas (e temperaturas elevadas, ~400oC) ocorrem, por exemplo, no Mar
Vermelho, onde fluidos hidrotermais carregados de solutos lixiviados de evaporitos dão origem a
brine pools onde precipitam sedimentos ferríferos finamente bandados (Spry et al. 2000).
Portanto, a salinidade em Igarapé Bahia poderia ter, além da possibilidade magmática,
uma origem alternativa, não magmática, relacionada à dissolução de primitivos estratos
evaporíticos. Entretanto, evaporitos são rochas de difícil reconhecimento, particularmente em
terrenos muito antigos, e não foram até hoje descobertas em Carajás. Sua presença, no entanto,
foi constatada em outras sequências arqueanas, como no Pilbara Block, do oeste da Austrália
(Lambert et al. 1978) e em Barberton, na África do Sul (de Ronde et al. 1997). Em Carajás, o
ambiente distensional de rift ensiálico em que as rochas vulcânicas e sedimentares do Supergrupo
Itacaiúnas foram depositadas pode ter sido favorável à deposição de evaporitos em sua fase
110
precoce de desenvolvimento. A possibilidade da existência de antigos evaporitos em Carajás
deve, portanto, ser examinada, considerando-se sobretudo a persistência através do tempo de
fluidos de salinidades elevadas e composições semelhantes. Fluidos hidrotermais, tanto
associados a sistemas convectivos submarinos como a intrusões, poderiam em ambos os casos
dissolver camadas evaporíticas na sua passagem até os locais de deposição, adquirindo assim
uma salinidade elevada e uma maior capacidade de carregar metais.
A idéia de que depósitos do tipo IOCG possam ter sua salinidade proveniente de fluidos
não-magmáticos, como, por exemplo, evaporitos ao invés de granitos, tem tido diversos adeptos
(e.g. Barton & Johnson 1996; Yardley et al. 2000). Esta possibilidade tem sido também cogitada
até mesmo para importantes províncias magmáticas portadoras de conhecidos depósitos de CuAu, como, por exemplo, a região que abrange o norte da Suécia e Finlândia (Frietsch et al. 1997;
Wanhainen et al. 2003) ou o distrito de Cloncurry, na Austrália (Barton & Johnson 2000; Xu
2000). Para autores como Barton & Johnson (1996), os granitos funcionariam principalmente
como fontes de calor para promover a circulação dos fluidos e gerar as altas temperaturas.
4.7 – Importância da salinidade e implicações
Fluidos salinos, independente de sua origem, têm um grande potencial para formar
depósitos minerais devido à sua capacidade de transportar metais em solução sob a forma de
cloro-complexos. O teor de Cl nos fluidos é importante, pois geralmente controla a concentração
dos metais, e, quanto maior a atividade do Cl, mais efetivos se tornam a formação de complexos
e o transporte dos elementos (Yardley et al. 2000). Mas a temperatura dos fluidos exerce também
um controle sobre a salinidade e consequentemente sobre os metais e suas concentrações. No
caso do Fe, por exemplo, os experimentos de Ding & Seyfried (1992) mostraram que a formação
de Fe-Cl-complexos é intensificada sob salinidades maiores (>0,55 molal) e temperaturas mais
elevadas (350 - 425oC).
O diagrama apresentado na Figura 4.29, extraído de Davidson & Large (1994), ilustra a
posição aproximada dos principais tipos de depósitos de Cu-Au, VMS e epitermais em função da
salinidade e temperatura. Nos depósitos de mais alta temperatura, o Cu e Au são transportados
através de complexos de Cl por fluidos de alta salinidade, oxidantes e de pH ácido. Sob
temperaturas mais baixas, pH neutro e ambiente mais reduzido, o Au é transportado sob a forma
111
de complexos do tipo Au(HS)2. Nestas condições, devido à baixa salinidade dos fluidos, o cobre
é pouco mobilizado.
Uma salinidade alta, por sua vez, restringe bastante a presença do H2S nos fluidos,
conforme demonstrado em Seyfried et al. (1999). O enxofre é um elemento necessário para a
precipitação de diversos metais, especialmente dos elementos calcófilos como Cu, Zn e Pb. Sem
enxofre estes metais tenderiam a permanecer em solução. Na Figura 4.30, retirada de Barton &
Johnson (2000), observa-se que nos fluidos com uma alta relação Cl / S, o conteúdo de metais
excede o do S, como indicado pela linha ∑ Fe > ∑S, e, deste modo, a precipitação de elementos
calcófilos ficaria condicionada aos teores de S. Com pouco S, somente os elementos calcófilos
menos solúveis (e.g. Cu) formariam sulfetos, o chumbo e o zinco seriam removidos do sistema, e
os sulfetos de Fe seriam raros. Por outro lado, a precipitação dos elementos siderófilos e litófilos,
como Fe, ETR, P, U e os álcalis, não seria afetada pela baixa atividade do S, pois estes elementos
formariam óxidos, fosfatos, carbonatos e silicatos ao invés de sulfetos.
4.8 – Conclusões gerais sobre os fluidos mineralizantes
O estudo dos fluidos mineralizantes em Igarapé Bahia centrou-se na análise de amostras
consideradas representativas de pelo menos três eventos de atividade hidrotermal que afetaram a
área do depósito e suas proximidades. Este estudo confirmou a participação de fluidos aquosos
salinos e, mais restritamente, de fluidos portadores de CO2 em Igarapé Bahia, conforme
verificado em trabalhos prévios (Ribeiro, 1989; Lindenmayer et al. 1998; Almada & Villas,
1999). Os fluidos aquosos, entretanto, mostraram salinidades máximas ainda mais elevadas do
que os 42,5 % eq. NaCl verificados nos trabalhos anteriores, tendo sido determinados teores de
até 45% NaCl + CaCl2 numa cavidade de quartzo e de até 56% num litoclasto de BIF brechado,
ambos contidos na unidade de rochas fragmentárias mineralizadas, e salinidades de até 35 - 60%
nos veios mineralizados tardios que cortam a área. Todas as amostras examinadas contêm os
componentes NaCl, CaCl2 e FeCl2 nos fluidos, tendo-se verificado que o FeCl2 foi provavelmente
um componente importante nos fluidos de maior salinidade. Os fluidos aquo-carbônicos e
carbônicos, provavelmente resultantes de imiscibilidade, foram encontrados na cavidade de
quartzo e, muito localmente, em um dos veios, em ambos os casos coexistindo com os fluidos
aquosos.
112
pH=5
450
pH=4,5
100ppm Cu
10ppm Au
Depos
iç
Cu-Au
Pórfiro
ão d
eC
uc
om
oA
uC
Zona de deposição de Cu
l2
400
magnetita
pirita
pirita
estável
VMS
250
100
ppb
Au
200
Au epitermal
150
2
S)
H
u(
A
o o
m ad
co oci
Cu ss
a
de u
o C
çã m
si se
po
De
TEMPERATURA ºC
300
magnetita
estável
Magnetita
Cu-Au
350
Cu
1ppm
10pp
b Au
pH=3,5
pH=4
100ppb Au
0.1
0.2
0.5
1
2
5
10
20
30
50
% peso NaCl
Figura 4.29 – Diagrama temperatura versus salinidade, extraído de Davidson e Large (1994). O
diagrama mostra as áreas aproximadas de diversos tipos de depósitos minerais (nos retângulos),
definidas através de dados de inclusões fluidas, e as zonas de deposição de Cu e Au (em
pontilhado), construídas com base em dados de solubilidade de cloro- e thio-complexos.
1
10.000 Fe
10.000 Cu
Bn
Bn
Ccp
log[Cl-]
0
Dg
2S
-+ H
100 Fe
4
SO
H
>
Fe
100 Cu
Sl
1 Fe
10.000 Zn
-1
100 Zn
Py
1 Cu
Hm/Mt
-2
-3,0
350ºC 500b
Solubilidades em ppm
K+/ Na+=0,1
pH:Mu-Kf O2:Mt/Hm
1 Zn
Cálculos feitos com base em
dados de Ohmoto et al.(1983)
-1,0
-2,0
log[HSO4-+H2S]
-0,0
Figura 4.30 – Diagrama log [Cl-] versus log[HSO4- + H2S], extraído de Barton e Johnson (2000).
A estabilidade dos sulfetos de Cu e Fe e dos óxidos e a solubilidade do Fe, Cu e Zn foram
calculados considerando os conteúdos de Cl e S em fluidos a 350oC.
113
O litoclasto de BIF brechado, contido na unidade de rochas mineralizadas, registra fluidos
de um evento hidrotermal não-mineralizante anterior à formação e mineralização das rochas
fragmentárias de Igarapé Bahia. Estes fluidos eram aquosos, inicialmente hipersalinos e ricos em
Fe e de alta temperatura (Th média de 400oC), e, com o tempo, foram gradualmente sendo
misturados com fluidos mais diluídos e resfriados.
A cavidade de quartzo, também encontrada dentro da unidade mineralizada, guarda o
registro dos fluidos mineralizantes, caracterizados pela coexistência de fluidos carbônicos (CO2 ±
CH4), aquo-carbônicos de baixa salinidade (até 6% NaCl) e aquosos de salinidade variada. Os
fluidos aquosos mais salinos foram também os mais quentes a percolar a cavidade, enquanto os
mais diluídos foram aprisionados sob temperaturas mais baixas. Os dados de homogeneização
mostraram temperaturas (300 a 330oC) algo mais baixas do que aquelas indicadas pelas
paragêneses a ferroactinolita-hastingsita (≥350oC) presentes nas rochas mineralizadas, sugerindo
que a cavidade de quartzo não aprisionou os fluidos mineralizantes mais precoces. A presença de
CO2 em parte das inclusões desta amostra é coerente com a ocorrência de carbonatos associados à
mineralização.
Os veios de quartzo, carbonato e calcopirita que atravessam a área de Igarapé Bahia
representam uma fase de mineralização tardia, de baixo teor. Os fluidos retidos nestes veios são
em geral aquosos, exibindo também um padrão sugestivo de mistura, com os mais salinos
mostrando temperaturas mais altas (até 400oC, em média) e os mais diluídos temperaturas mais
baixas. CO2 puro foi encontrado localmente, em um dos veios.
Análises químicas feitas em alguns silicatos portadores de cloro encontrados na matriz
das rochas fragmentárias mineralizadas serviram para complementar a avaliação sobre os fluidos
mineralizantes. Os minerais analisados correspondem a anfibólios fortemente zonados, das
variedades ferroactinolita-hastingsita (xFe ≅ 0,84), e cloritas ferríferas ou chamositas (xFe ≅
0,88), sendo ambos – cloritas e anfibólios - composicionalmente semelhantes a variedades
encontradas em formações ferríferas de fácies óxido-silicato. O Cl ocorre em teores de até 2,5%
em peso nos anfibólios e de até 0,90% nas chamositas, sendo que sua entrada na estrutura dos
minerais mencionados foi função das altas relações Fet / (Fet+Mg), das temperaturas de formação
dos mesmos (≥350oC) e da alta concentração de Cl (até 45% NaCl + CaCl2) dos fluidos
hidrotermais que coexistiram com aqueles minerais. Estes dados confirmam que os fluidos
mineralizantes possuíam, ao menos inicialmente, salinidade, temperatura e teor de Fe elevados.
114
Fluidos salinos e minerais portadores de Cl semelhantes aos de Igarapé Bahia ocorrem
também em outros depósitos de Cu-Au de Carajás, como Salobo, Pojuca Corpo Quatro,
Gameleira, Águas Claras e Breves. A origem da salinidade alta na região tem sido em geral
relacionada a fluidos derivados de granitos (e.g. Lindenmayer et al. 1998; Lindenmayer &
Teixeira 1999) e parece óbvia ao menos no caso do depósito Breves, que tem uma ligação
espacial clara com o granito proterozóico homônimo (Xavier et al. 2003). Em Igarapé Bahia e em
outros depósitos a relação com granitos tardi-arqueanos é concebível, embora menos evidente.
Entretanto, fluidos salinos também estão associados a eventos hidrotermais não mineralizantes
como os que cimentaram os fragmentos de BIF do litoclasto, sugerindo-se aqui que eles possam
também estar associados à origem de algumas das BIFs de fácies óxido da região. Uma
possibilidade é a de que estes fluidos representem soluções salinas e quentes (400oC) similares
àquelas que Spry et al. (2000) definem como formadoras das BIFs no Mar Vermelho, cuja
salinidade provém da lixiviação de evaporitos. Assim, para explicar a salinidade alta dos fluidos
hidrotermais em Carajás, coloca-se, além da possibilidade magmática, uma origem alternativa,
não-magmática, relacionada à dissolução de evaporitos gerados numa fase precoce de
desenvolvimento do rift ensiálico no qual se depositaram as rochas do Supergrupo Itacaiúnas.
Fluidos salinos têm um grande potencial para gerar depósitos minerais devido à capacidade de
transportar metais na forma de cloro-complexos. Quanto mais salinos e quentes, maior sua
capacidade de mobilizar elementos como Fe, Cu e Au. A salinidade alta, por sua vez, restringe a
presença do S, permitindo a precipitação abundante de óxidos de Fe e a deposição mais restrita de
sulfetos.
115
116
CAPÍTULO 5
ESTUDO DE ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE C, S e O
5.1 - Introdução
O levantamento de dados de isótopos estáveis leves é considerado parte integrante de
investigações sobre depósitos minerais, contribuindo para o entendimento de sua gênese. Os
estudos isotópicos desenvolvidos neste trabalho foram todos conduzidos em minerais separados
da unidade de rochas fragmentárias mineralizadas e dos veios mais tardios. Os dados de δ13CPDB
e δ18OSMOW de carbonatos e os de δ34SCDT em sulfetos foram utilizados principalmente para
identificação das fontes do C e do S. Os resultados de δ18OSMOW obtidos em magnetita, quartzo e
carbonatos serviram, por sua vez, para estabelecer as temperaturas de deposição ou de equilíbrio,
as composições dos fluidos mineralizantes e as possíveis fontes destes fluidos, através do uso de
equações conhecidas de fracionamento aplicadas a pares de minerais.
5.2 - Estudos anteriores de isótopos estáveis feitos em Igarapé Bahia
O primeiro estudo utilizando isótopos estáveis em Igarapé Bahia foi realizado por Tazava
(1999) e abrangeu análises de δ13C e δ18O de carbonatos que ocorrem em veios e disseminados
em rochas metavulcânicas e nas brechas mineralizadas. Os resultados de δ13CPDB obtidos (-9,3 a
–5,8‰) foram atribuídos a fluidos ricos em CO2 magmático e os de δ18OSMOW (0,7 a 9,4‰)
indicaram uma mistura de soluções magmáticas e fluidos meteóricos (Tazava 1999; Tazava &
Oliveira 2000). Análises efetuadas posteriormente por Villas et al. (2001) em sideritas das rochas
mineralizadas de Igarapé Bahia forneceram resultados semelhantes aos de Tazava (1999) (δ13C
de –11,0 a –7,3‰ e δ18O de 2,9 a 14,9‰), tendo sido igualmente interpretados como indicativos
de uma interação de fluidos magmáticos com águas meteóricas. Já o estudo isotópico preliminar
de carbonatos desenvolvido por Xavier & Dreher (2001) concluiu pela participação de carbono
de origem orgânica, além de carbono de fonte profunda, possivelmente magmático, na formação
117
dos carbonatos das rochas fragmentárias e veios de Igarapé Bahia. Parte dos resultados e da
interpretação oriunda deste estudo aparecem reproduzidos no item 5.3.1 abaixo.
Isótopos de enxofre em sulfetos que ocorrem nos diferentes corpos de minério de Igarapé
Bahia foram analisados pela primeira vez por Villas et al. (2001) e Villas & Galarza (2001), com
resultados cobrindo o intervalo de δ34SCDT de -2,1 a + 4,6‰ e na maioria concentrados entre 0 e
+3‰. Segundo os autores mencionados, estes resultados seriam coerentes com valores de δ34S de
sulfetos vulcanogênicos de idade arqueana.
5.3 – Estudos de isótopos estáveis feitos neste trabalho
5.3.1 - Isótopos de C e O em carbonatos
O carbonato é um constituinte importante da unidade de rochas mineralizadas de Igarapé
Bahia, onde ocorre na matriz das rochas fragmentárias, associado principalmente com calcopirita,
magnetita e clorita. O carbonato também é encontrado em associação com quartzo e calcopirita
em veios que atravessam as rochas mineralizadas, suas encaixantes vulcânicas e sedimentares e
até mesmo alguns diques básicos que cortam a área do depósito. Dada a relação direta dos
carbonatos com a mineralização nas rochas fragmentárias e nos veios mais tardios, uma série de
amostras destes minerais foi submetida a análises isotópicas.
Seleção de amostras
Ao todo 25 amostras de Igarapé Bahia foram selecionadas para as análises isotópicas de
δ13C e δ18O de carbonatos, sendo treze da matriz das rochas fragmentárias mineralizadas e doze
de carbonatos de veios.
O carbonato presente nas rochas fragmentárias é geralmente fino e ocorre disseminado
pela matriz (Fotos 5.1, 5.2), chegando em alguns casos a invadir e substituir quase que totalmente
os clastos contidos naquelas rochas (Foto 5.3). As amostras escolhidas para as análises possuíam
uma alta concentração de carbonatos (entre 40 e 90%) misturados a outras fases minerais como
clorita, sulfetos, magnetita, limonita, quartzo e turmalina, principalmente. Análises feitas por
118
difratometria de raios X indicaram a presença dominante de siderita nestas rochas, sendo a
ankerita e a calcita mais raras.
Os carbonatos que ocorrem nos veios de Igarapé Bahia são de granulação grossa (Fotos
5.4, 4.16 e 4.17) e representados principalmente pela calcita, sendo mais raras a ankerita, a
siderita e a dolomita. As amostras submetidas às analises foram todas de carbonatos praticamente
puros, selecionados manualmente sob lupa binocular.
Resultados isotópicos
Os resultados das análises de isótopos de C e O processadas em carbonatos das rochas
fragmentárias mineralizadas e de veios são mostrados na Tabela 5.1, juntamente com os tipos de
carbonatos identificados por difratometria de raios X em cada uma das amostras. Os resultados
são apresentados em valores de PDB (‰) para o carbono e SMOW (‰) para o oxigênio.
Os valores referentes aos carbonatos das rochas fragmentárias, plotados no diagrama da
Figura 5.1a, mostram que a siderita se diferencia dos demais carbonatos, exibindo valores de δ13C
entre –13,4‰ e –8,3‰, acompanhados por uma variação ampla nos valores de δ18O de +9,3‰ a
+20,7‰. Já a calcita e a ankerita, que são mais raras nas rochas mencionadas, exibem valores
consistentemente mais ricos em δ13C e mais empobrecidos em δ18O do que os da siderita, com
resultados de δ13C situados entre –8,7‰ e –6,7‰ e de δ18O entre +4,7‰ a +8,9‰.
No caso dos carbonatos de veios (Fig. 5.1b), os valores de δ13C obtidos para a calcita e
carbonatos mais raros, como ankerita, siderita e dolomita, caem no intervalo entre –15,6‰ e
-6,7‰, sendo que os resultados de δ18O dos carbonatos destes veios variam também amplamente,
de +1,2‰ a +14,1‰.
Interpretação dos resultados
Quando comparados entre si, os dados das Figuras 5.1a e 5.1b mostram certa superposição de
resultados, particularmente no caso das calcitas e ankeritas, sugerindo que parte dos carbonatos
das rochas fragmentárias e dos veios possam ter fontes semelhantes.
Na Figura 5.2 aparecem plotados os dados de δ13C e δ18O de todos os carbonatos (das
rochas fragmentárias e dos veios) investigados neste trabalho, juntamente com os dados
119
Fotos 5.1 a 5.4 – Ocorrências de carbonatos, sulfetos e quartzo em Igarapé Bahia.
5.1 – Carbonato (ankerita e calcita) disseminado na matriz de rocha fragmentária mineralizada.
5.2 – Carbonato (siderita e ankerita) disseminado na matriz de rocha fragmentária mineralizada
rica em calcopirita (ccp). À esquerda observa-se um clasto de metabasalto (mb).
5.3 – Rocha fragmentária quase que inteiramente substituída por siderita, com restos de BIFs
ainda visíveis.
5.4 – Veio irregular formado por quartzo, clorita e carbonatos (ankerita e siderita) atravessando
rocha fragmentária mineralizada.
120
mb
ank + cal
sd + ank
Foto 5.1
ccp
Foto 5.2
BIF
sd
qtz
sd
ank + sd
Foto 5.3
Foto 5.4
121
122
isotópicos obtidos em pesquisas anteriores feitas por Tazava (1999) e Villas et al. (2001). Deste
diagrama constam também as composições isotópicas de diversos reservatórios de carbono
(Rollinson 1995), os campos dos carbonatos associados a depósitos VMS (Huston 1999), o
campo das sideritas de Olympic Dam (Oreskes & Einaudi 1992) e a faixa de resultados de δ13C
de formações ferríferas pré-cambrianas (Perry & Tan 1972; Becker & Clayton 1972; Perry et al.
1973).
Com referência aos estudos anteriores, observa-se que as composições dos carbonatos
aqui analisados, por um lado, se sobrepõem aos resultados de Tazava (1999) e de Villas et al.
(2001), mas, por outro, se estendem por um intervalo ainda mais amplo, envolvendo valores mais
elevados de δ18O e um número maior de valores negativos de δ13C (Fig. 5.2). Comparados a
outros depósitos, os carbonatos de Igarapé Bahia mostram composições diferentes, particularmente com referência ao δ13C, daquelas apresentadas pelos depósitos VMS, cujos teores situamse de modo geral entre +2 e -5‰ (Huston 1999). Os carbonatos de Igarapé Bahia estão também
distantes das sideritas de Olympic Dam, cujos resultados (δ13C de –2,4 a –3,5‰) são
considerados semelhantes ao do CO2 magmático (Oreskes & Einaudi 1992).
Uma avaliação dos resultados de δ13C obtidos neste trabalho permite dividi-los em dois
grupos, sugestivos de duas fontes diferentes de CO2. O primeiro grupo (ver Fig.5.2) mostra uma
forte concentração de valores de δ13C entre –6‰ e –8‰, o qual inclui a maioria dos carbonatos
presentes nos veios e ainda algumas ankeritas e calcitas encontradas na matriz das rochas
fragmentárias. Estes resultados são consistentes com os valores de δ13C de carbonatitos,
diamantes e kimberlitos (de –3‰ a –8‰, com média em –6‰, conforme Taylor 1986) e indicam
uma fonte profunda para o CO2 (ver campo 4 da Fig. 5.2), talvez relacionada a fluidos liberados
de uma câmara magmática subjacente.
O outro grupo caracteriza-se por valores de δ13C entre –8‰ e –15‰, sendo dominado
pelas sideritas presentes na matriz das rochas fragmentárias e, muito subordinadamente, pelas
ankeritas e calcitas dos veios. Estes resultados de δ13C mostram uma variação comparável àquela
de carbonatos de formações ferríferas pré-cambrianas (ver campo 5 da Fig. 5.2), como, por
exemplo, as sideritas e ankeritas de BIFs da bacia arqueana de Hamersley, que variam de –9‰ a
-11‰ (Becker & Clayton 1972); as sideritas de formações ferríferas da região de Barberton, na
África do Sul, que variam de –3,5 a –9,6‰ (Perry & Tan 1972); ou mesmo os carbonatos da
formação ferrífera proterozóica de Biwabik, em Minnesota, nos Estados Unidos, cujos dados de
123
TABELA 5.1
13
18
Resultados de δ C e δ O e de difratometria de raios X de carbonatos de Igarapé Bahia
Carbonatos de rochas
fragmentárias
BAH F.345 / 191,20m
BAH F.332 / 237,20m“A”
BAH F.332 / 237,20m“B”
BAH F.332 / 247,70m“B”
BAH F.332 / 256,80m
BAH F.332 / 260,97m
BAH F.332 / 275,57m
BAH F.382 / 225,50m
BAH F.382 / 239,50m
BAH F.382 / 286,60m
BAH F.382 / 316,25m“B”
BAH F.382 / 353,15m
BAH F.382 / 362,30m
Carbonatos de veios
BAH F.14D / 219m
BAH F.14D / 287m
BAH F.14D / 503m
BAH F.332 / 247,70m“A”
BAH F.332 / 307,35m
BAH F.327 / 388,60m
BAH F.353 / 188,07m
BAH F.382 / 273,35m
BAH F.382 / 315,70m
BAH F.382 / 316,25m“A”
BAH F.356 / 396,20m
BAH F.375 / 1218,20
Descrição da
Ocorrência
13
Var. de carb.(**)
Carb dissem em matriz de rocha
fragm mineralizada
Carb maciço fino em matriz rocha
fragm mineralizada
Carb pervasivo em rocha fragm
mineralizada
Carb pervasivo em rocha fragm
mineralizada
Carb perv / vênulas em rocha
fragm mineralizada
Carb perv em rocha fragmentária
mineralizada
Carb perv em rocha fragmentária
mineralizada
Carb perv / veios / vênulas em
rocha fragm mineraliz
Carb dissem em matriz de rocha
fragm mineralizada
Carb perv.em matriz de rocha
fragm mineralizada
Carb em vênulas / dissem em
rocha brechóide min
Carb.perv / disseminado em níveis
de BIF
Carb em vênulas / perv em BIF
brechado
Descrição da Ocorrência
Veio c/qtz+sulf em rocha básica do
hanging wall
Veio c/qtz+sulf em rocha metassed
laminada
Veio c/qtz+sulf em rocha
metassedim arenosa
Veio c/sulf em rocha fragmentária
mineralizada
Veio c/qtz em dique de diabásio
Veio c/K-F+ab+qtz+sulf em rocha
metassed A.Claras
Veio c/qtz no contato básica /
metassedimento
Veio c/qtz+sulf em rocha
fragmentária mineralizada
Veio c/qtz+sulf em rocha
fragmentária mineralizada
Veio c/ sulf em rocha brechóide
mineralizada
Veio cortando metabasalto do footwall
Veio c/cal+mgt cortando dique de
diabásio
18
o
Prod.gás
(mmHg)
Sd
-13,26
δ O /oo
SMOW
20,39
Sd
-11,22
17,56
120
Sd
-10,33
14,40
260
Sd
Cal
Sd
-12,08
-9,70 (*)
-12,15
20,72
22,91 (*)
14,66
160
<0.5 (*)
120
Sd
-10,97
12,52
100
Sd
-13,43
16,50
160
Ank
Cal
Ank
Cal
Sd
Ank
Ank
Cal
Ank
Cal
Ank
Cal
Var.de carb.
-7,41
-7,70
-6,70
-8,19 (*)
-8,32
-7,82
-7,50
-7,90
-8,26
-8,10
-8,68
-8,61
13
o
δ C /oo
PDB
8,74
8,12
8,30
6,42 (*)
9,25
8,91
5,84
4,97
6,73
7,82
4,69
5,95
18 o
δ O /oo
SMOW
>300
30
30
<0.5 (*)
40
60
120
30
>400
15
>500
35
Prod.gás
(mmHg)
Ank
Cal
Ank
Cal
Dol
Cal
Sd
-15,61
-12,49
-10,14
-9,73
-7,88
-7,94
-9,55
8,21
9,75
7,94
7,94
8,71
9,32
11,99
160
70
280
45
320
40
160
Cal
Cal
-8,88
-8,09
5,73
2,35
100
130
Cal
-7,27
14,05
60
Ank
Sd
Ank
Sd
Cal
Ank
Cal
Cal
-7,25
-6,65
-7,91
-7,95
-7,86
-8,04
-7,98
-8,06
8,60
10,70
7,88
8,94
7,53
6,89
8,13
1,16
130
60
300
120
30
300
30
Cal
-7,98
5,29
(*) Resultados não considerados em função da baixa produção de gás
(**) Símbolos utilizados para nomes de minerais conforme Kretz (1983)
124
o
δ C /oo
PDB
80
10
10
Calcita
Ankerita
Siderita
a
Calc/dol
Ankerita
Siderita
5
d13C (per mil, PDB)
d13C (per mil, PDB)
5
0
-5
-10
-15
-20
b
0
-5
-10
-15
-20
-25
0
5
10
15
20
-25
25
0
18
10
5
20
15
25
18
d O (per mil, SMOW)
d O (per mil, SMOW)
Figura 5.1 – Diagramas δ13C versus δ18O dos carbonatos do depósito de Igarapé Bahia
analisados neste trabalho. (a) Resultados de carbonatos das rochas fragmentárias mineralizadas;
(b) Resultados de carbonatos dos veios.
1
3
2
4
X
5
6
Figura 5.2 – Diagrama δ13C versus δ18O de carbonatos de Igarapé Bahia analisados neste e em trabalhos de Tazava
(1999) e de Villas et al. (2001). Também estão incluidos no diagrama os seguintes campos: (1) Carbonatos de
depósitos VMS (Huston 1999); (2) Sideritas do depósito de Olympic Dam (Oreskes & Einaudi 1992); (3) Carbonatos
marinhos; (4) Carbono de origem profunda ou deep-seated carbon; (5) Carbonatos de formações ferríferas
precambrianas (Perry & Tan 1972; Becker & Clayton 1972; Perry et al. 1973); (6) Carbono de origem orgânica. Os
campos 3, 4 e 6 foram extraídos de Rollinson (1995).
125
126
δ13C distribuem-se entre –3,7 e –18,6‰ (Perry et al. 1973). Estes resultados muito negativos
indicam que houve incorporação nos carbonatos de CO2 produzido pela hidrólise de matéria
orgânica, caracteristicamente pobre em δ13C. A identificação de microfósseis em BIFs
(Macambira 1992, Lindenmayer et al. 2001b) e de grafita em outros metassedimentos das
sequências vulcanossedimentares arqueanas de Carajás (Winter 1995) comprovariam a
participação de matéria orgânica como uma das fontes de carbono dos fluidos mineralizantes.
As variações nos valores de δ18O, de +20,7 a +4,7‰, no caso dos carbonatos das rochas
fragmentárias (Fig. 5.1a), e de +14,1 a +1,2‰, no caso dos carbonatos dos veios (Fig. 5.1b),
definem importantes trends de empobrecimento em δ18O. Estes processos podem ser atribuídos a
misturas de fluidos, conforme apontado anteriormente por Tazava (1999) e Villas et al. (2001) e
constatados em estudos de inclusões fluidas desenvolvidos neste trabalho (ver Cap. 4). O regime
de fluidos durante a mineralização das rochas fragmentárias e durante a formação dos veios
tardios teria sido, em ambos os casos, dominado inicialmente por fluidos enriquecidos em δ18O,
talvez magmáticos, ou cuja composição pode ter sido adquirida por trocas isotópicas com as
encaixantes a altas temperaturas e baixas razões fluido / rocha. A mudança em direção a valores
mais baixos de δ18O pode ter sido causada por infiltração crescente nos sistemas de fluidos mais
frios e empobrecidos em δ18O. No caso dos veios, onde os valores de δ18O chegam a alcançar de
2 a 1‰ (Fig. 5.1b), uma mistura com fluidos meteóricos parece evidente.
5.3.2 – Isótopos de enxofre de calcopiritas
A calcopirita é o sulfeto dominante em Igarapé Bahia e ocorre principalmente na matriz das
rochas fragmentárias, onde se associa com magnetita, clorita, carbonato e anfibólio. A calcopirita
ocorre também, mais restritamente, em nódulos e finas camadas nos metarritmitos que recobrem
a unidade mineralizada e, ainda, em veios tardios que atravessam todas as rochas da área. Nos
veios, a calcopirita associa-se geralmente com quartzo e carbonatos. Os isótopos de enxofre
analisados neste trabalho são de calcopiritas destes três tipos de ocorrências.
Seleção de amostras
Ao todo 26 amostras de sulfetos de Igarapé Bahia foram escolhidas para análises de δ34S,
127
Fotos 5.5 a 5.9 – Ocorrências de calcopirita, magnetita e quartzo em Igarapé Bahia.
5.5 – Calcopirita disseminada e em vênulas em rocha fragmentária (hidrotermalito), na qual se
associa principalmente com magnetita e anfibólios (ver foto 5.6).
5.6 – Fotomicrografia mostrando calcopirita (ccp, em amarelo) englobando magnetita (mag, em
cinza) e anfibólio (anf, cinza escuro) na matriz de rocha fragmentária. Amostra BAH F 353 /
229,25m. Luz refletida.
5.7- Calcopirita associada a quartzo e carbonato em veio que atravessa metarenito da Formação
Águas Claras.
5.8 - Nódulos estirados de calcopirita (ccp) em metarritmito.
5.9 – Veio de magnetita (mag) e carbonato (em branco) cortando diabásio de dique. A magnetita
é provavelmente da variedade mushketovita (Ramdohr 1980; Marschik & Fontboté 2001),
pseudomórfica sobre hematita especular, da qual preserva o hábito fibro-radiado.
128
ccp
mag
Foto 5.5
Foto 5.6
ccp
Foto 5.7
Foto 5.8
mag
Foto 5.9
129
anf
130
sendo onze de calcopiritas presentes nas rochas fragmentárias mineralizadas, cinco de
calcopiritas que ocorrem em nódulos e bandas nos metarritmitos e dez de calcopiritas
provenientes de veios mineralizados.
Nas rochas fragmentárias a calcopirita ocorre em geral disseminada pela matriz, em grãos
muito finos (Fotos 5.2 e 5.5), que normalmente se moldam a espaços entre os outros minerais
(Foto 5.6). Estes sulfetos finos precisaram ser isolados dos demais minerais para serem
submetidos às análises isotópicas, o que requereu uma técnica de separação cuidadosa (ver item
1.3, sobre metodologia). Já a calcopirita que ocorre nos veios (Foto 5.7) e em nódulos nos
metarritmitos (Foto 5.8) apresenta uma granulação mais grossa, o que possibilitou a separação
fácil de material suficientemente puro para as análises.
Resultados isotópicos
Os resultados de δ34S das calcopiritas analisadas de Igarapé Bahia são apresentados na
Tabela 5.2, em valores de CDT (‰). Com estes resultados foram construídos os histogramas
mostrados nas Figuras 5.3a e b.
O histograma da Figura 5.3a contém os resultados de sulfetos das rochas fragmentárias de
três corpos de minério de Igarapé Bahia e os dados referentes às calcopiritas de nódulos e bandas
que ocorrem nos metarritmitos. Este histograma mostra que quase todos os dados de δ34S situamse entre –1,1 e +5,6‰, com apenas um resultado mais distanciado, de –10,88‰. O histograma da
Figura 5.3b, que contém os valores de δ34S de calcopiritas presentes nos veios tardios, mostra,
por sua vez, resultados distribuídos por um intervalo mais restrito, de –0,36 a +4,03‰.
Interpretação dos resultados
No caso das calcopiritas presentes nos corpos de minério de Igarapé Bahia, considerou-se
apropriado interpretar os dados isotópicos de δ34S através do histograma construído na Figura
5.4, que agrega os resultados do estudo anterior desenvolvido por Villas et al. (2001) aos dados
obtidos neste trabalho. Com isto, o conjunto de resultados de δ34S mostra uma distribuição algo
mais ampla do que aquela apresentada na Figura 5.3a, com a maioria dos valores situados na
faixa de –2,1 a + 5,6‰ e um dado isolado em –10,88‰. O maior número de resultados, situado
131
TABELA 5.2
34
Resultados de δ S de calcopiritas de Igarapé Bahia
Sulfetos de rochas fragmentárias
Descrição da ocorrência
34
BAH F. 332 / 259,10m
Ccp disseminada
δ SV-CDT
(‰)
4,65
BAH F. 345 / 189,50m
Ccp disseminada
3,08
BAH F. 345 / 205,80m
Ccp maciça
0,57
BAH F. 346 / 220,15m
Ccp disseminada
1,73
BAH F. 346 / 245,20m
Ccp disseminada
4,72
BAH F. 353 / 177,35m
Ccp disseminada
1,86
BAH F. 353 / 184,12m
Ccp disseminada
5,50
BAH F. 353 / 227,60m
Ccp disseminada
-10,88
BAH F. 382 / 206,60m
Ccp disseminada
2,86
BAH F. 382 / 360,70m
Ccp disseminada
5,60
BAH F. 392 / 334,00m
Ccp disseminada
4,11
Descrição da ocorrência
δ SV-CDT
(‰)
-1,14
Sulfetos em metassed do
hanging wall
BAH F. 14D / 150,00m
BAH F. 353 / 158,40m
BAH F. 392 / 159,85m
BAH F. 392 / 177,80
BAH F. 392 / 318,50m
Sulfetos de veios
BAH F. 14D / 480,00m
BAH F. 327 / 388,60m
BAH F. 332 / 286,45m
BAH F. 353 / 193,15m
BAH F. 375 / 237,40m
BAH F. 375 / 1207,30m
BAH F. 382 / 249,70m
BAH F. 382 / 273,35m
BAH F. 382 / 281,10m
BAH F. 382 / 315,70m
Ccp em camada de metarritmito
Ccp em nódulo em metarritmito
Ccp em nódulo em metarritmito
Ccp em nódulo em metarritmito
Ccp em nódulo em metarritmito capa
Descrição da ocorrência
Ccp em veio cortando
metabasalto do hanging wall
Ccp em veio cortando metassed
da F. Águas Claras
Ccp em veio cortando metassed
da F. Águas Claras
Ccp em veio cortando rocha
fragm mineralizada
Ccp em veio cortando dique
de diabásio
Ccp em veio cortando dique
de diabásio
Ccp em veio cortando rocha
fragm mineralizada
Ccp em veio cortando rocha
fragm mineralizada
Ccp em veio cortando rocha
fragm mineralizada
Ccp em veio cortando rocha
fragm mineralizada
132
34
-0,93
0,42
0,26
0,05
34
δ SV-CDT
(‰)
1,47
0,84
-0,32
3,05
0,10
-0,36
0,71
4,03
3,21
4,02
Freqüência
6
a
4
2
0
-10
-8
-6
-4
-2
0
2
4
6
8
10
34
d S (per mil, CDT)
Freqüência
b
4
2
0
-10
-8
-6
-4
-2
0
2
4
8
6
10
34
d S (per mil, CDT)
Figura 5.3 – Histogramas dos resultados de δ34S de sulfetos de Igarapé Bahia. a) Calcopiritas dos
corpos de minério e metarritmitos. b) Calcopiritas dos veios
12
10
Villas et al. (2001)
Freqüência
Este trabalho
8
6
4
2
0
-10
-8
-6
-4
-2
0
2
4
6
8
10
34
d S (per mil, CDT)
Figura 5.4 – Histograma dos resultados de δ34S de sulfetos dos corpos de minério de Igarapé
Bahia obtidos neste trabalho e por Villas et al. (2001).
133
134
em 1 a 2‰, significa que o enxofre teve uma fonte magmática dominante. Não se distingue, no
caso, se este enxofre é proveniente diretamente de fluidos magmáticos ou de fluidos não
magmáticos que lixiviaram sulfetos disseminados nas rochas vulcânicas máficas do footwall.
Além disto, o histograma da Figura 5.4 sugere que outras fontes de enxofre também contribuíram
para formar as calcopiritas. O valor negativo de δ34S de –10,88‰ mostra que deve ter havido a
participação de enxofre reduzido, provavelmente oriundo da redução biogênica de sulfato. Este
dado, embora isolado, confirma os resultados negativos de δ13C (de até –13,4‰) obtidos para as
sideritas das rochas fragmentárias, também indicativos da presença de matéria orgânica no
sistema. E os valores mais positivos de δ34S, por sua vez, mostram certa contribuição de enxofre
pesado, do tipo oxidado.
Para Villas et al. (2001), a forte concentração de δ34S dos sulfetos dos corpos
mineralizados de Igarapé Bahia entre 0‰ e +3‰ é semelhante à faixa de variação de depósitos
vulcanogênicos arqueanos. Entretanto, os dados isotópicos aqui levantados, somados aos
resultados de Villas et al. (2001), possibilitaram verificar que Igarapé Bahia, na verdade, foge um
pouco do padrão dos depósitos VMS arqueanos mais típicos, cuja composição situa-se em
intervalos geralmente muito estreitos, de 1‰ ± 1‰, conforme Ohmoto & Goldhaber (1997), ou
restringe-se mesmo a 0‰, de acordo com Huston (1999). Esta faixa estreita é interpretada como
reflexo das condições anóxicas que prevaleceram durante o Arqueano, com uma consequente
escassez de enxofre oxidado na hidrosfera. O sulfato da água do mar daquela época tinha um
valor de δ34S de ~2‰ e sua participação em fluidos mineralizantes é tida como extremamente
limitada, quando comparada à presença dominante do enxofre de origem ígnea, cujo δ34S é de
0‰ (Cameron 1982; Huston 1999). Assim a variação mostrada pelos resultados de δ34S de
Igarapé Bahia é significativa, pois extrapola o intervalo dos depósitos arqueanos mais
característicos.
Para Lambert & Donnely (1990), existiram no arqueano certos ambientes localizados
onde concentrações moderadamente altas de espécies oxidadas de enxofre foram formadas. As
ocorrências de evaporitos no Pilbara Block da Austrália (Lambert et al. 1978) e em Barberton na
África do Sul (de Ronde et al. 1997), por exemplo, indicam que sulfatos se formaram já no
arqueano antigo, em ambientes de águas rasas, podendo ter também existido nas camadas
superficiais mais oxidadas da hidrosfera. Em certos depósitos vulcanogênicos, como o de Big
Stubby (3,45 Ga) na Austrália, ocorrem baritas com δ34S de ~12‰ (Lambert et al. 1978), e em
135
formações ferríferas sulfetadas arqueanas, como, por exemplo, as da região de Michipicoten (2,7
Ga) no Canadá, os dados isotópicos de sulfetos (δ34S de -11 a +19‰) obtidos por Goodwin et al.
(1976) são ainda mais variados que os apresentados por Igarapé Bahia. Estes exemplos mostram
que localmente ocorreram sulfatos na hidrosfera do arqueano, os quais podem ter contribuído
para processos de redução bacteriogênica, embora este fenômeno não seja considerado de modo
geral importante antes do proterozóico. No caso do depósito vulcanogênico e das formações
ferríferas sulfetadas mencionados acima, autores como Lambert & Donnely (1990) e Huston
(1999) atribuem uma origem magmático-exalativa para o sulfato, e isto pode ser admitido
também para Igarapé Bahia.
No caso das calcopiritas dos veios (Fig. 5.3b), a distribuição mais estreita dos valores de
δ34S (de -0,36 a +4,03‰) em relação aos sulfetos das rochas fragmentárias e sua maior
proximidade de 0‰, são sugestivas de uma fonte mais homogênea de enxofre, provavelmente
magmática.
5.3.3 - Isótopos de O em magnetita e quartzo
Além dos carbonatos, também a magnetita e o quartzo foram escolhidos para as análises
isotópicas de oxigênio. A magnetita é um mineral importante nas rochas mineralizadas,
ocorrendo na matriz das rochas fragmentárias associada com calcopirita e outros minerais (Foto
5.6). O quartzo nas rochas fragmentárias mineralizadas é em geral muito fino e somente uma
amostra de quartzo de granulação mais grossa foi escolhida para análise.
Nos veios tardios que cortam a área de Igarapé Bahia, ocorre quartzo de granulação
grossa, associado com calcopirita e carbonato. Um destes veios, que atravessa um dique de
diabásio, contém também magnetita associada a hematita e calcita.
Seleção de amostras
Um total de 16 amostras de magnetita e quartzo foi selecionado para análises de δ18O.
Sete delas são de magnetitas que pertencem à matriz das rochas fragmentárias mineralizadas. A
oitava amostra corresponde à magnetita do veio mencionado acima. Esta magnetita deve
136
pertencer à variedade mushketovita (Ramdohr 1980; Marschik & Fontboté 2001), pois é
pseudomórfica sobre hematita especular fibro-radiada (Foto 5.9).
Apenas uma amostra de quartzo contido nas rochas fragmentárias foi analisada,
correspondente ao quartzo da cavidade (amostra C, BAH F 353 / 194,29m) estudada no capítulo
sobre fluidos (Cap. 4) (Foto 4.8). Do quartzo presente nos veios (Fotos 5.4, 4.15, 4.17), um total
de oito espécimes foi submetido a análises para obtenção de dados de δ18O.
Resultados de análises, cálculos de temperatura e composição dos fluidos
Os resultados de análises isotópicas de oxigênio feitas em magnetita e quartzo são
apresentados em valores de δ18OSMOW (‰) na terceira coluna da Tabela 5.3. As magnetitas das
rochas fragmentárias mineralizadas apresentam resultados de δ18O entre –1,47‰ e + 4,02‰, com
média de 1,32‰, e a única amostra de quartzo analisada das rochas fragmentárias forneceu um
resultado de 12,89‰. Os cálculos da temperatura e composição isotópica dos fluidos
responsáveis pela mineralização das rochas fragmentárias (Tab. 5.3, colunas 5 e 6) foram feitos
considerando-se que o quartzo da única amostra analisada (amostra BAH F 353 / 194,20m)
estaria em equilíbrio com as diferentes magnetitas analisadas. Utilizando-se a equação de
fracionamento derivada de Matsuhisa et al. (1979) e Bottinga & Javoy (1973) para os pares
quartzo-magnetita, foram obtidas temperaturas de 314 a 480oC, com média de 394oC. Estes
valores são bastante coerentes com as temperaturas de ≥350oC estimadas através das paragêneses
a ferroactinolita-hastingsita associadas ao minério. A composição isotópica dos fluidos
mineralizantes foi calculada através da equação magnetita-H2O de Bottinga & Javoy (1973) e
forneceu resultados de δ18Ofluido de 6,50‰ a 10,31‰, com média de 8,5‰.
Os grãos de quartzo dos veios tardios apresentam resultados de δ18O situados na maioria
entre 9,45‰ e 11,81‰, com média de 10,50‰, com apenas uma amostra exibindo um resultado
diferenciado, de 2,60‰. A magnetita (mushketovita) encontrada em um dos veios forneceu
resultado de δ18O de –10, 67‰ (ver Tabela 5.3). Temperaturas de equilíbrio foram calculadas
para quatro destes veios através de equações quartzo-calcita e magnetita-calcita, derivadas de
Matsuhisa et al. (1979), Friedman & O’Neil (1977) e Bottinga & Javoy (1973). Os dados de δ18O
referentes às calcitas foram retirados da Tabela 5.1. Os resultados de temperatura obtidos, de 202
a 273oC, correspondem aproximadamente a uma média das temperaturas de homogeneização
137
TABELA 5.3
18
Resultados δ O de minerais de Igarapé Bahia
Minerais em rochas
fragm mineralizadas
BAH F 382 / 360,40m
BAH F 382 / 360,70m
BAH F 332 / 259,10m
BAH F 353 / 184,12m
BAH F 353 / 227,60m
BAH F 392 / 334,00m
BAH F 382 / 206,80m
BAH F 353 / 194,20m
Minerais de veios
BAH F 382 / 273,35m
BAH F 382 / 315,70m
BAH F 392 / 211,45m
BAH F 14D/ 480,00m
BAH F 332 / 231,80m
BAH F 332 / 286,45m
BAH F 345 / 284,00m
BAH F 346 / 242,15m
BAH F 375/1218,20m
Descrição da
ocorrência
Mag disseminada
Mag disseminada
Mag disseminada
Mag disseminada
Mag disseminada
Mag disseminada
Mag disseminada
Qtz de cavidade
Descrição da
ocorrência
Qtz de veio cortando
rocha fragm mineral
Qtz de veio cortando
rocha fragm mineral
Qtz de veio cortando
metarenito hanging wall
Qtz de veio cortando
metabas hanging wall
Qtz de veio cortando
metarenito A. Claras
Qtz de veio cortando
metarenito A. Claras
Qtz de veio cortando
metabasalto do footwall
Qtz de veio cortando
rocha fragm mineral
Mag de veio cortando
diabásio
18
δ OSMOW
(‰)
-1,14
0,09
-1,47
2,39
3,36
4,02
1,98
12,89
18
δ OSMOW
(‰)
T( C)
(calc.)
o
δ O fluido
(‰) (calc.)
321
6,72
350
7,58
314
6,50
417
9,18
452
9,86
480
10,31
403
8,90
417
9,18
T ( C)
(calc.)
o
δ Ofluido
(‰) (calc.)
202 / 273
-1,90 / 1,71
Qtz-cal (**)
2,03
205
0,04
Mag-cal
-15,96
257
1,74
Pares minerais
18
∆ O (‰)
Qtz-mag
14,03
Qtz-mag
12,80
Qtz-mag
14,36
Qtz-mag
10,50
Qtz-mag
9,53
Qtz-mag
8,87
Qtz-mag
10,91
Qtz-mag
10,50
Pares minerais
18
∆ O (‰)
18
18
10,04
9,59
Qtz-cal(*)
2,06 / 1,46
11,16
11,35
2,60
9,45
9,90
11,81
-10,67
(*) Inclui δ18Ocal das amostras BAH F 382 / 315,70m e 316,25m”A”.
(**) O valor de δ18Ocal pertence à amostra BAH F 14D / 503m.
138
obtidas no estudo de inclusões fluidas. As composições dos fluidos foram calculadas por meio
das equações magnetita-água e quartzo-água, de Bottinga & Javoy (1973) e Matsuhisa et al.
(1979), com resultados de δ18Ofluido de –1,90 a + 1,74‰.
Interpretação dos resultados
A composição isotópica calculada para o fluido que circulou pelas rochas fragmentárias
de Igarapé Bahia é bastante rica em δ18O e consistente com os resultados igualmente elevados de
δ18O obtidos em carbonatos daquelas rochas (ver item 5.3.1 e Tab. 5.1). A faixa de variação
apresentada, de 6,50 a 10,31‰, é semelhante à de fluidos magmáticos (δ18O de 5,5 a 10‰,
conforme Taylor 1986) e não é considerada comum em depósitos vulcanogênicos, já que a
maioria destes depósitos forma-se a partir de fluidos cujo δ18O varia de -2 a +4‰ (Huston 1999).
Nestes depósitos, os fluidos seriam constituídos essencialmente por água do mar (δ18O ≅ 0‰),
mas o seu deslocamento para valores de δ18O positivos de até 4‰ tem sido explicado, em alguns
casos, por adição de uma parcela de fluido magmático aos sistemas (Huston 1999).
Existem, no entanto, exemplos notórios de depósitos de sulfetos vulcanogênicos cuja
gênese envolveu águas com composições anômalas, bastante enriquecidas em δ18O. Dentre estes
exemplos destacam-se o depósito cretáceo de Raul, no Peru, com valores de δ18Ofluido de 6 a 14‰
(Ripley & Ohmoto 1979); o depósito siluriano de Blue Hill, onde resultados entre 5 e 7‰ foram
obtidos (Munhá et al. 1986); o depósito triássico (do tipo Besshi) de Windy Craggy, com teores
de 0 até 14‰ (Peter & Scott 1999); a jazida neopaleozóica de Big Mike, no Nevada, Estados
Unidos, com dados de 8,5 a 12,5‰ (Rye et al. 1984); e o depósito arqueano de Kidd Creek, no
Canadá, que mostra valores de δ18Ofluido de 6 a 9‰ (Beaty & Taylor 1982, Beaty et al. 1988)
(Fig. 5.5). O enriquecimento em
18
O nestes depósitos é motivo de grande controvérsia na
literatura, sendo atribuído ora a fluidos evoluídos que passaram por processos de evaporação, ora
a interações com rochas sedimentares, ou ainda a reequilíbrio metamórfico (Ripley & Ohmoto
1979; Rye et al. 1984; Beaty et al. 1988; Huston 1999), sendo que, no caso de Blue Hill, uma
participação importante de fluido magmático é admitida (Munhá et al. 1986).
Embora sem dispor de dados de δD para uma melhor avaliação, duas possibilidades podem ser
cogitadas para explicar os altos resultados de δ18Ofluido obtidos em Igarapé Bahia.
139
A primeira seria a de que os fluidos mineralizantes tenham tido, de fato, um componente
magmático importante. A outra alternativa seria a de que o enriquecimento em δ18Ofluido teria
ocorrido por trocas isotópicas entre um fluido não magmático (água do mar, no caso) com rochas
enriquecidas em δ18O, sob condições de alta temperatura e baixa razão fluido / rocha. Esta última
possibilidade parece razoável, se considerarmos que os fluidos hidrotermais circulantes podem
ter aumentado seu δ18O por interação com rochas sedimentares, em geral muito ricas em δ18O
(Hoefs 1987). Esta interação pode ter ocorrido não somente com cherts, BIFs e rochas
siliciclásticas que se intercalam com as vulcânicas basais, como também com as próprias rochas
sedimentares fragmentárias hospedeiras do minério, onde a mineralização se instalou muito
provavelmente por substituição da matriz.
Com relação aos veios, tanto as temperaturas médias calculadas (200 a 300oC) como as
composições isotópicas dos fluidos mineralizantes (δ18O em torno de 0‰) (ver Tab. 5.3 e Fig.
5.5) definem um padrão bem distinto daquele obtido para a mineralização hospedada nas rochas
fragmentárias. Os baixos valores de δ18Ofluido indicam que os veios devem ter tido uma
participação importante de fluidos meteóricos na sua formação.
5.4 - Conclusões
O estudo de isótopos de δ13C e δ18O de carbonatos que ocorrem nas rochas fragmentárias
permitiu identificar nestas rochas a presença de carbono de origem profunda, provavelmente
magmático (δ13C de –6 a -8‰), associado a carbono de fonte orgânica (δ13C de –8 a -13‰). As
sideritas, que correspondem aos carbonatos mais comuns nas rochas fragmentárias, mostram uma
distribuição comparável àquela de sideritas de formações ferríferas pré-cambrianas.
Os dados de δ34S de calcopiritas das rochas fragmentárias mostram uma fonte magmática
ou exalativa dominante para o enxofre, com participação mais subordinada de enxofre oxidado e
de enxofre proveniente de redução bacteriogênica. A faixa de variação da maioria dos valores de
δ34S (de –2,1 a + 5,6‰) é algo mais ampla do que, porém ainda coerente com, os padrões de
depósitos vulcanogênicos e formações ferríferas sulfetadas arqueanas.
Os dados de δ18O de magnetita e quartzo das rochas fragmentárias permitiram calcular
uma temperatura média de ~400oC para os fluidos, temperatura esta coerente com a presença de
ferroactinolita e hastingsita nas rochas mineralizadas. A composição isotópica calculada dos
140
SMOW
2
1
3
4
BIG MIKE
KIDD CREEK
IG. BAHIA (veios)
IG. BAHIA (r. fragm.)
Figura 5.5 – Diagrama δD versus δ18OH2O mostrando os campos: (1) dos fluidos formadores dos
depósitos VMS mais comuns (Huston 1999); (2) dos fluidos do depósito de Raul, Peru (Ripley &
Ohmoto 1979); (3) dos fluidos de Blue Hill (Munhá et al. 1986); e (4) dos fluidos magmáticos
(Huston 1999) e da água do mar (SMOW). Na parte inferior do diagrama está a distribuição dos
valores δ18OH2O dos depósitos de Big Mike (Rye et al. 1984), de Kidd Creek (Beaty et al. 1988) e
das rochas fragmentárias e veios mineralizados de Igarapé Bahia (obtidos neste trabalho).
141
142
fluidos em equilíbrio com estes minerais mostrou valores enriquecidos em δ18Ofluido, de 6,5 a
10,3‰, que podem indicar uma participação magmática ou, talvez, uma interação com rochas
sedimentares originalmente ricas em δ18O, sob temperaturas altas e baixa relação fluido / rocha.
O estudo de isótopos desenvolvido em carbonatos e em calcopiritas dos veios de Igarapé
Bahia acusou a presença carbono e de enxofre de origem magmática (δ13C em torno de–7‰ e
δ34S de 0 a +4‰). Os fluidos em equilíbrio com quartzo, magnetita e carbonatos destes veios
mostraram temperaturas médias de 200 a 300oC e composições (δ18Ofluido ≅ 0‰), que indicam a
participação dominante de águas meteóricas.
143
144
CAPÍTULO 6
MODELO METALOGENÉTICO
6.1 - Introdução
O depósito de Igarapé Bahia tem sido o mais estudado dos depósitos de Cu-Au de Carajás
e aquele cuja gênese tem sido talvez a mais debatida. Os modelos propostos para a jazida
dividem-se basicamente em singenéticos e epigenéticos, cada um dos quais apoiado por um
conjunto de características consideradas importantes ou críticas e até mesmo por datações
geocronológicas. Com o objetivo de facilitar comparações, será apresentado um quadro com os
principais atributos de cada modelo e serão explicados os motivos da opção singenética aqui feita
para Igarapé Bahia. Serão mostradas igualmente certas características peculiares que diferem do
modelo exalativo tradicional e como algumas feições tidas como parte do esquema epigenético
podem ser explicadas ou acomodadas dentro do modelo aqui escolhido.
6.2 - Modelos propostos para Igarapé Bahia
As primeiras pesquisas feitas na área do prospecto Bahia, após sua descoberta em 1974
pela Docegeo, visavam cobre sedimentar, uma vez que a sequência encaixante das
mineralizações era tida como dominantemente sedimentar e correlacionável à cobertura Rio
Fresco (Fonseca et al. 1984), hoje designada de Formação Águas Claras. Anteriormente,
entretanto, Hutchinson (1979, citado em Martini 2001, 2003) já havia sugerido um ambiente
vulcanossedimentar para o prospecto. Ferreira Filho (1985) também interpretou desta forma o
ambiente local, considerando a mineralização como do tipo stringer ore, associada a intensa
alteração hidrotermal e prováveis corpos de sulfetos maciços. Estabeleceu-se assim uma das
linhas básicas de interpretação metalogenética para a área, que considera o depósito como
singenético, do tipo exalativo (e.g. Althoff et al. 1994; Sachs 1993; Zang & Fyfe 1994; Almada
& Villas 1999; Dreher & Xavier 2001; Villas & Santos 2001), e que foi aceita sem maiores
restrições até meados da década de 90.
145
Uma outra linha, utilizada principalmente por geólogos de exploração (e.g. Huhn &
Nascimento 1997; Tallarico et al. 1998; Barreira et al. 1999; Soares et al 1999, Tazava &
Oliveira 2000; Ronzê et al. 2000; Tallarico et al. 2002a), considera Igarapé Bahia como um
representante dos depósitos epigenéticos da classe Óxidos de Fe Cu-Au, também chamados de
depósitos IOCG (Iron Oxide Copper-Gold), dos quais Olympic Dam, na Austrália, é o exemplo
mais conhecido.
As interpretações favoráveis a uma origem singenética baseiam-se sobretudo nas
características geológicas do depósito. Almada & Villas (1999) chegaram a comparar Igarapé
Bahia com um depósito do tipo Besshi de idade arqueana, em função do ambiente de rift
epicratônico e do volume expressivo de basaltos toleiíticos e de rochas terrígenas associadas ao
depósito. Para os autores mencionados, as rochas fragmentárias hospedeiras da mineralização
seriam singenéticas, o que também é admitido neste trabalho, sendo que Villas & Santos (2001)
consideram Igarapé Bahia como um depósito formado em ambiente vulcanogênico no qual parte
dos metais seria proveniente de fonte magmática. Um suporte importante para a hipótese
singenética é fornecido por datações feitas em calcopiritas da zona de minério de Igarapé Bahia,
com resultados em torno de 2,76 Ga (Villas & Santos 2001; Galarza et al. 2002a), bastante
próximos às idades de 2,74-2,75 Ga (Galarza et al. 2002b; Tallarico et al. 2002a) obtidas para as
encaixantes metavulcânicas e metassedimentares do depósito. Mougeot et al. (1996), por sua vez,
também baseados em dados geocronológicos, forneceram evidências de uma mineralização
arqueana primária e registros de um evento posterior de mineralização de cerca de 1,88 Ga, que
os autores relacionaram a intrusões de granitos anorogênicos.
O modelo epigenético, que compara Igarapé Bahia a um depósito da classe IOCG, baseiase principalmente na associação de elementos químicos presente no minério, a qual abrange
sobretudo Fe (na forma de óxido), Cu, Au e teores elevados de U e ETRL. Outras razões citadas
incluem a localização da mineralização em brechas consideradas como hidrotermais, a presença
de fluidos mineralizantes altamente salinos e a identificação de um conjunto de alterações
hidrotermais (e.g. Fe-metassomatismo, sulfetação, cloritização, biotitização e carbonatização)
consideradas características destes depósitos. Dados de isótopos estáveis em carbonatos,
sugestivos de uma mistura de fluidos magmáticos e meteóricos, são também citados para indicar
a semelhança de Igarapé Bahia com Olympic Dam (Tazava & Oliveira 2000). Datações efetuadas
por Tallarico et al. (2002a) e Santos (2002) em monazitas e sulfetos das brechas mineralizadas
146
têm servido de apoio à hipótese epigenética, pois forneceram idades em torno de 2,57 Ga para a
mineralização. Com estes dados, Tallarico et al. (2002a) relacionam a geração do depósito aos
granitos de 2,5 Ga de idade que ocorrem na região de Carajás, como o Old Salobo e o granito
Itacaiúnas. Em trabalhos anteriores, entretanto, a mineralização de Igarapé Bahia foi, algumas
vezes, relacionada a sills ou diques máficos (e.g. Bocalon 1997; Tallarico et al. 2000) e, outras
vezes, a fluidos derivados dos granitos anorogênicos proterozóicos (e.g. Lindenmayer et al. 1998;
Groves & Vielreicher 2001).
6.2.1 – Discussão sobre os modelos Exalativo e IOCG
Com a finalidade de identificar semelhanças e diferenças entre Igarapé Bahia e os
modelos aplicados, foi construída a Tabela 6.1, onde estão relacionadas algumas das principais
características dos depósitos exalativos hospedados em vulcânicas (conforme Franklin 1996;
Sangster 1999) e dos depósitos da classe IOCG (compilados de Ghandi & Bell 1995; Porter
2000; Nisbet et al. 2000 e Pollard 2000).
Tabela 6.1 – Principais características dos depósitos exalativos e IOCG
1
2
3
4
5
6
7
8
EXALATIVO (e.g. VMS)
IOCG (ou Óxido de Fe Cu-Au)
Ambiente tectônico regional extensional
(e.g. rift) ou compressivo (e.g. arco);
associação vulcanossedimentar, com
evidências de vulcanismo submarino e
atividade exalativa associada.
Ocorrem do arqueano ao recente.
Evidências locais de atividade tectônica
extensional associada (e.g. falhas
sindeposicionais).
Depósitos estratiformes ou strata-bound
com fácies discordantes (=condutos,
stringers).
Presença de câmaras magmáticas
sinvulcânicas.
Alteração clorítica diagnóstica. Al-, Mge K-metassomatismo também ocorrem.
Sulfetos de Fe dominantes,
acompanhados por Cu, Zn (±Pb), Ag,
Au, Co. Sulfetos > 50%.
Fluidos em geral pouco salinos,
constituídos por água do mar e possível
contribuição magmática.
Ambiente tectônico regional tipicamente
distensivo, continental, tardi-tectônico ou
anorogênico; associados a rochas
feldspáticas (vulcânicas subaéreas félsicas
a intermediárias, granitos, arenitos).
Tipicamente mesoproterozóicos.
Associados a eventos de brechação
hidrotermal e falhamentos rúpteis.
Estruturas distensivas.
Depósitos em geral em brechas e veios
discordantes, mas também com alguns
exemplos strata-bound.
Associados a granitos do tipo A.
147
Fe- e K-metassomatismo proximal e
alteração sódica distal / regional.
Óxidos de Fe (magnetita, hematita)
dominantes, acompanhados por Cu, Au, U,
ETR. Sulfetos disseminados.
Fluidos fortemente salinos, oxidantes, com
alto componente magmático.
Um exame das características mostradas na Tabela 6.1 em comparação com os dados
apresentados neste trabalho permite verificar que Igarapé Bahia compartilha um número maior de
feições com os depósitos exalativos do que com os depósitos IOCG.
Dentre as similaridades, a mais importante diz respeito ao ambiente geológico, que
representa um dos itens considerados fundamentais para a classificação de depósitos minerais
(e.g. Eckstrand et al. 1996; Robert et al. 1997; Martini 2002). O ambiente geológico de Igarapé
Bahia é tipicamente vulcanossedimentar, desenvolvido em um rift de idade arqueana e associado
a vulcanismo máfico, muito diferente de um contexto proterozóico continental relacionado a
granitos. A identificação de vulcânicas submarinas e a incidência de atividade exalativa na área
do depósito, por sua vez, puderam ser comprovadas pela ocorrência de hialoclastitos, autobrechas
(ver Cap. 3) e de horizontes de BIF e chert associados às lavas máficas. Os turbiditos, BIFs e
cherts observados na sequência sedimentar superior denunciam igualmente um ambiente
subaquoso e demonstram que a atividade exalativa na área se estendeu intermitentemente até uma
época posterior à do evento de mineralização das rochas fragmentárias.
Falhas sindeposicionais também são consideradas importantes em depósitos exalativos,
pois podem representar condutos para os fluidos mineralizantes (Large 1992; Sangster 1999).
Falhas deste tipo não foram ainda identificadas em Igarapé Bahia, mas as rochas fragmentárias,
consideradas como um depósito de debris flow, e as frequentes estruturas de escorregamento e
brechação observadas nas rochas metassedimentares do hanging wall constituem fortes indícios
de que estas falhas existiram.
A mineralização em Igarapé Bahia não é estratiforme, porém tem um caráter strata-bound, o que
representa outra similaridade com depósitos exalativos, conforme também referido por Almada &
Villas (1999) e Villas & Santos (2001).
Nos depósitos IOCG as brechas mineralizadas são consideradas como epigenéticas, de
origem hidrotermal, e esta possibilidade para Igarapé Bahia é contestada no Capítulo 3 deste
trabalho, onde estas rochas são descritas como uma unidade sedimentar de debris flow que foi
hidrotermalizada e mineralizada. A presença de debris flows, como já mencionado, demonstra
conexão com a incidência de falhas de crescimento em sistemas exalativos.
Câmaras magmáticas sinvulcânicas ou granitos não foram até hoje identificados na área
de Igarapé Bahia. Existem, no entanto, referências à ocorrência de plutonismo félsico e básicointermediário concomitante ao vulcanismo de 2,7 Ga em outras áreas da região de Carajás como,
148
por exemplo, no caso do granito Planalto e de um corpo de quartzo-diorito, ambos associados ao
depósito Cristalino (Huhn et al. 1999a). Este fato é importante se se considerar que intrusões
deste tipo podem atuar como fonte térmica importante na movimentação de sistemas hidrotermais
exalativos e ainda, possivelmente, contribuir com parte dos metais e fluidos (Galley et al. 1998).
A possibilidade colocada por Tallarico et al. (2002a), de um granito de 2,5 Ga de idade, do tipo
A, semelhante ao Old Salobo ou ao granito Itacaiúnas, ter sido o gerador do depósito de Igarapé
Bahia é pouco provável. Os granitos mencionados correspondem a tipos deformados, e a época
de 2,5 Ga representa em Igarapé Bahia um período essencialmente distensivo, marcado pela
intrusão de um enxame de diques máficos que não mostram quaisquer sinais de deformação
penetrativa.
Quanto às alterações, chama a atenção em Igarapé Bahia a forte cloritização,
normalmente relacionada a depósitos exalativos vulcanogênicos e mais rara em depósitos IOCG.
Também não se observou em Igarapé Bahia uma alteração potássica importante (K-feldspato,
biotita, sericita) nem a alteração sódica, ambas referidas na Tabela 6.1 como típicas dos sistemas
IOCG. De qualquer modo, a utilização de certas alterações (e.g. Fe-metassomatismo, sulfetação,
carbonatização, etc.) como argumentos a favor de uma classificação epigenética para Igarapé
Bahia parece sem sentido, uma vez que muitas delas são também comuns a sistemas exalativos
(Goodfellow et al. 1993; Franklin 1993, 1996).
Com relação ao conteúdo mineral, a associação encontrada em Igarapé Bahia assemelhase mais àquela dos depósitos IOCG, considerando a quantidade de magnetita e a ocorrência de
calcopirita, ouro e de minerais de U e ETR no minério. Entretanto, é importante salientar que o
Fe é um metal abundante na região de Carajás e que a magnetita ocorre de modo significativo em
diversas jazidas VMS arqueanas do Canadá e da Austrália (Sharpe & Gemmel 2001). A escassez
de sulfetos de ferro e a natureza dominantemente disseminada da mineralização de Igarapé Bahia,
por sua vez, diferem do padrão normal dos depósitos VMS, que são geralmente ricos em pirita
(e/ou pirrotita) e maciços, compostos por mais de 50% de sulfetos.
Os fluidos fortemente salinos, com um provável componente magmático, conforme
verificado no estudo de inclusões fluidas e de isótopos estáveis apresentados nos Capítulos 4 e 5
deste trabalho, correspondem, na verdade, à característica que mais aproxima Igarapé Bahia dos
depósitos do tipo IOCG. Mas, de acordo com o que já foi comentado (Cap. 4), existem depósitos
149
exalativos onde fluidos bastante salinos foram efetivamente detectados e a participação
magmática, embora geralmente não comprovada, é referida como altamente provável.
6.3 – Modelo proposto neste trabalho
Considerando as comparações e a discussão acima colocadas, a opção feita para Igarapé
Bahia segue uma linha basicamente singenética. Entretanto, como já apontado, o depósito
apresenta algumas características que fogem ao quadro comum dos depósitos exalativos, e que
serão comentadas a seguir, juntamente com aspectos referentes às fontes e características dos
fluidos mineralizantes, à possível fonte de calor para o sistema hidrotermal e aos prováveis
mecanismos de deposição do minério.
6.3.1 - Substituição strata-bound
A ausência de feições estratiformes e a geometria aproximadamente tabular e concordante
do corpo de minério sugerem fortemente que a mineralização em Igarapé Bahia tenha ocorrido
por substituição estrato-controlada ao invés de precipitação química estritamente singenética,
como normalmente ocorre em depósitos exalativos. Esta possibilidade foi admitida por Dreher &
Xavier (2001) e baseia-se no fato que a unidade mineralizada corresponde a um depósito de
debris flow, que representa um material originalmente poroso e permeável, particularmente
favorável a percolação de fluidos. Os exames feitos nas rochas fragmentárias mostraram que a
alteração e a mineralização concentram-se na matriz daquelas rochas, com os fragmentos líticos
em alguns casos também invadidos e aparentemente corroídos pela matriz. Assim, a alteração e a
mineralização aconteceram sobretudo por substituição da matriz sedimentar fina, acompanhadas
pelo preenchimento de cavidades e reação parcial dos fluidos também com os litoclastos. Este
processo deve ter ocorrido pouco tempo após a deposição das rochas fragmentárias, provavelmente durante a diagênese, quando o material estava ainda inconsolidado e poroso, porém já
recoberto pelos sedimentos turbidíticos superiores. Depósitos originados por substituição stratabound penecontemporânea formam-se caracteristicamente abaixo do fundo mar, por percolação
lateral dos fluidos a partir de falhas ativas que servem de conduto para os fluidos mineralizantes.
Estes depósitos representam uma variante ou fácies subsea-floor do modelo exalativo e podem
150
ocorrer tanto em sistemas VMS como Sedex (e.g. Large 1992; Galley et al. 1995; Lydon 1996;
Hannington et al. 1999a).
De acordo com Goodfellow et al. (1993) e Franklin (1996), os fácies subsea-floor - e
também os fácies distais - dos depósitos exalativos mais comumente apresentam uma
mineralização disseminada, o que poderia explicar esta feição em Igarapé Bahia.
Outro aspecto relacionado aos fácies subsea-floor seria a manutenção por mais tempo do
calor, dos fluidos e metais dentro da unidade porosa durante a mineralização, pois a unidade de
metassedimentos turbidíticos do hanging wall pode ter atuado como uma capa relativamente
impermeável, selando parcialmente o sistema hidrotermal. Este aspecto pode também ter
favorecido trocas isotópicas entre o fluido mineralizante e o material sedimentar original da
matriz, explicando talvez deste modo os elevados resultados de δ18O obtidos para os fluidos.
6.3.2. - Associação metálica
Conforme já comentado, a associação de minerais como magnetita e calcopirita,
acompanhados por Au, ETR e U, encontrada em Igarapé Bahia é mais característica dos
depósitos IOCG, cujos metais e fluidos salinos são geralmente considerados como magmáticos
(Reynolds 2000; Pollard 2000). Existem, entretanto, pesquisas (e.g. Barton & Johnson 2000) que
demonstram que associações similares à mencionada podem ser produzidas a partir de fluidos
não magmáticos, ou de misturas de fluidos magmáticos e não magmáticos, desde que bastante
salinos e aquecidos. Os fluidos não magmáticos poderiam ter fontes diversas, como salmouras
basinais, evaporíticas, ou fluidos de sistemas hidrotermais submarinos, e os metais poderiam
provir da lixiviação de rochas por eles percoladas. Como fluidos muito salinos são em geral
pobres em enxofre, eles precipitam os metais transportados preferencialmente sob a forma de
óxidos, carbonatos, fosfatos e silicatos, e tendem a formar apenas sulfetos de elementos de mais
baixa solubilidade como, por exemplo, os de cobre (ver texto à página 112 e Fig 4.30). Desta
maneira, a presença de magnetita, calcopirita, minerais de U, ETR, P e a escassez de pirita em
Igarapé Bahia podem ser explicadas por uma alta salinidade combinada com uma baixa atividade
de enxofre nos fluidos, sem que seja necessário invocar um sistema exclusivamente magmáticohidrotermal do tipo IOCG para sua gênese.
151
A assembléia metálica de Igarapé Bahia, no entanto, não inclui somente os elementos
mencionados acima, mas uma associação bem mais complexa de metais, incluindo Co, Mo, Sn,
W, F, Mn, Pb, Sn, Zn, Ag, B, etc, a qual guarda certa semelhança com aquela encontrada, por
exemplo, no depósito VMS arqueano de Kidd Creek, no Canadá (Hannington et al. 1999a,
1999b).
6.3.3 – Os fluidos mineralizantes e suas fontes
O estudo de inclusões fluidas desenvolvido neste trabalho mostrou a participação
conjunta de fluidos aquosos salinos e de fluidos carbônicos e aquo-carbônicos na mineralização
das rochas fragmentárias. Os fluidos aquosos mostraram uma salinidade variável, de até 45%
NaCl, e temperaturas de até cerca de 400oC. A alta salinidade e temperatura sugerem que eles
eram inicialmente ricos não somente em Fe, mas também em Cu e Au, elementos estes
transportados sob a forma de cloro-complexos. Os fluidos aquo-carbônicos mostraram salinidade
baixa, de 6% NaCl.
Estes fluidos (aquo)-carbônicos e aquosos teriam fontes diferentes e teriam se misturado e
percolado pela unidade fragmentária durante a mineralização (Fig. 6.1). Esta possibilidade foi
construída com base na verificação de que fluidos salinos também quentes (~400oC), isentos de
CO2 e ricos em Fe, semelhantes aos que percolaram pelas rochas fragmentárias, participaram de
um evento hidrotermal anterior ao da mineralização de Igarapé Bahia, provavelmente associado à
formação de BIFs de fácies óxido na região. Estes fluidos, apesar de muito salinos, seriam mais
provavelmente constituídos por água do mar convectada do que de fonte magmática, com uma
salinidade alta adquirida talvez por dissolução de antigos evaporitos. Fluidos deste mesmo tipo e também provavelmente não magmáticos - podem ter sido os responsáveis pela deposição da
magnetita e de silicatos como chamosita, estilpnomelano, ferro-actinolita, hastingsita e quartzo na
matriz das rochas fragmentárias, dando origem a uma associação semelhante à de uma formação
ferrífera de fácies óxido-silicato. A calcopirita, que aparentemente é mais tardia do que os óxidos
e silicatos, pode ter sido depositada a partir destes mesmos fluidos, por um aumento da atividade
do enxofre ou talvez por um novo pulso de fluido aquecido, rico em cobre.
Os fluidos portadores de CO2, por sua vez, devem ser em parte magmáticos, como
indicado pelos dados isotópicos, e seriam os responsáveis pela formação de parte dos carbonatos
152
N.M.
FUNDO DO M
AR
VULCÂNICAS
MÁFICAS
Fe, Cu, Au
(H2S)
SEDIMENTOS ?
Cl
CO2 + METAIS
EVAPORITOS ?
INTRUSÃO SINVULCÂNICA
Figura 6.1 – Modelo de geração do depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia, mostrando as possíveis
fontes dos fluidos, metais, calor e salinidade (baseado em Large 1992).
153
154
nas rochas fragmentárias. Estes fluidos podem ter igualmente contribuído com algum enxofre e
outros elementos ao sistema hidrotermal, já que o CO2 tem a capacidade de volatilizar grandes
quantidades de metais dos magmas (Yang & Scott 1996). A associação diversificada de
elementos químicos encontrada em Igarapé Bahia é também sugestiva de que fluidos
provenientes de mais de uma fonte formaram o depósito.
6.3.4 – Fonte de calor para os fluidos
Conforme admitido no caso de outros depósitos exalativos, também em Igarapé
Bahia o calor necessário para movimentar os fluidos deve ter sido gerado por uma intrusão
sinvulcânica. Dado o grande tamanho e as altas temperaturas de formação do depósito, esta
intrusão não deve ter sido um corpo subvulcânico do tipo sill ou dique, pois intrusões como estas
são em geral pequenas, colocam-se em níveis relativamente rasos e perdem calor rapidamente.
Entretanto, câmaras magmáticas maiores e mais profundas (Fig. 6.1), frequentemente
alimentadas por novos pulsos de magma, são capazes de produzir altas temperaturas e
movimentar células convectivas maiores, que coletam uma massa maior de metais. No caso do
depósito gigante de Kidd Creek, no Canadá, por exemplo, Barrie et al. (1999) calcularam que a
fonte de calor pode ter sido um corpo ultramáfico situado a 13-15 km abaixo do depósito.
6.3.5 - Processos e condições de deposição do minério
Os processos mais prováveis envolvidos na deposição do minério nas rochas
fragmentárias seriam mistura de fluidos e resfriamento, já que os estudos microtermométricos
mostraram evidências de ambos. Ao alcançarem a unidade fragmentária, os fluidos aquosos,
bastante salinos, quentes (T >400oC) e ricos em Fe, Cu e Au, acompanhados por fluidos
portadores de CO2, misturaram-se provavelmente com águas de formação retidas nos poros do
sedimento hospedeiro, sendo assim resfriados e diluídos. Neste processo, os metais e o CO2
trazidos pelos fluidos precipitaram óxidos como magnetita, silicatos ferríferos (por interação com
os sedimentos hospedeiros) e carbonatos. Uma parte do Cl dos fluidos ficou retida nos silicatos
(anfibólios, cloritas, ferropirosmalita), o que pode ter contribuído para a diluição das soluções. A
calcopirita parece ter-se formado numa etapa posterior, talvez por um aumento na atividade do
155
cobre e do enxofre. É difícil, entretanto, definir até que ponto a textura intersticial da calcopirita é
ainda uma feição primária preservada, indicando que ela cristalizou após os óxidos e silicatos, ou
se representa uma remobilização metamórfica posterior, já que este mineral mostra, na maioria
dos casos, evidências claras de deformação e estiramento
Os fluidos mineralizantes eram certamente ácidos ao atingirem as rochas fragmentárias
- como ocorre com a maioria dos fluidos de vents submarinos (Scott 1997) ou fluidos
hidrotermais (Skinner 1997) - mas durante a deposição prevaleceram condições de pH neutro a
alcalino, conforme indicado pela quantidade considerável de clorita associada à mineralização e
às vulcânicas basais. A presença de magnetita, Fe-clorita, siderita e, segundo Santos (2002), de
pirrotita, combinada com a ausência de hematita no minério, indicam condições relativamente
redutoras (fO2 entre 10-35 e 10-40 atm) e disponibilidade baixa a moderada de enxofre (fS2 em
torno de 10-10 e 10-15 atm). A ocorrência de material carbonoso nos sedimentos e de CH4 nos
fluidos, embora em pequenas quantidades, deve ter contribuído para o ambiente redutor e para
uma produção adicional de enxofre reduzido para os sulfetos.
6.3.6 – A formação dos veios
Os fluidos que circularam pelos veios tardios são em geral aquosos salinos, com
temperaturas médias de 200 a 300oC. Os dados isotópicos mostram que estes fluidos continham
componentes magmáticos, mas eram formados dominantemente por águas meteóricas. Sua
salinidade alta, porém, pode ter sido em parte herdada de fonte não magmática. A escassez de
óxidos de Fe nestes veios sugere que seus fluidos continham talvez menos ferro dissolvido ou
eram mais enriquecidos em enxofre.
A mineralização também deve ter sido precipitada por mistura de fluidos e queda de
temperatura, porém sob condições mais oxidantes do que nas rochas fragmentárias, já que houve
formação de hematita especular em um dos casos. Sua substituição posterior por magnetita pode
indicar uma mudança para condições mais redutoras ou um aumento na temperatura (Marschik &
Fontboté 2001).
É provável que esta mineralização em veios tenha relação com os granitos anorogênicos
proterozóicos de 1,88 Ga de idade. Veios semelhantes, contendo quartzo, calcopirita, carbonato,
pirita, alguma magnetita e hematita, ocorrem em vários locais de Carajás, cortando rochas da
156
sequência Itacaiúnas e Águas Claras e chegando, em certos casos, a constituir depósitos de CuAu. Em situações como as de Gameleira e Breves, os veios situam-se próximo aos granitos
proterozóicos (Lindenmayer et al. 2001; Xavier et al. 2003). No depósito de Águas Caras (Silva
& Villas 1998), entretanto, os veios parecem ser distais como os de Igarapé Bahia, pois não
ocorrem granitos nas suas imediações.
6.4 – Conclusões
O depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia guarda forte semelhança com depósitos
singenéticos do tipo VMS. Sua ocorrência num contexto vulcanossedimentar de idade arqueana e
sua associação com atividade exalativa e vulcanismo máfico submarino estão entre as
características que mais pesaram na definição do seu modelo genético. Também importantes são
a forte alteração clorítica associada ao depósito e o caráter strata-bound da mineralização,
hospedada numa unidade fragmentária de debris flow formada provavelmente junto a uma antiga
falha de crescimento.
A mineralização em Igarapé Bahia ocorreu provavelmente por substituição penecontemporânea da matriz das rochas fragmentárias logo abaixo do fundo do mar. Quanto a este
aspecto e à presença de uma mineralização de modo geral disseminada, Igarapé Bahia constitui
uma variação do modelo VMS mais clássico.
Com relação a outras características como, por exemplo, a presença de fluidos
mineralizantes altamente salinos, a escassez de pirita e os teores importantes de Au, U e ETRL
associados ao minério, Igarapé Bahia assemelha-se mais aos depósitos da classe IOCG (ou
Óxidos de Fe Cu-Au), considerados como epigenéticos e magmáticos. Entretanto, conforme
Barton & Johnson (2000), fluidos salinos aquecidos e de fonte não magmática podem igualmente
gerar depósitos ricos em óxidos de Fe, ouro, minerais de U, ETR e calcopirita e pobres em pirita,
em função sobretudo da escassez de enxofre e da alta salinidade.
Durante a mineralização deve ter havido uma interação entre fluidos portadores de CO2,
fluidos aquosos fortemente salinos, ricos em Fe, Cu e Au e pobres em S, e águas de formação
contidas nos poros do depósito de debris flow. Os fluidos com CO2 seriam em parte de origem
magmática. Os aquosos salinos seriam fluidos convectivos não magmáticos, com uma salinidade
157
alta adquirida talvez por lixiviação de antigos evaporitos. O calor para o sistema seria gerado por
um corpo intrusivo sinvulcânico, situado em profundidade.
Os processos responsáveis pela deposição do minério nas rochas fragmentárias devem ter
sido mistura de fluidos e resfriamento, sob condições relativamente redutoras, pH neutro a
alcalino e baixa a moderada fugacidade de enxofre.
Os veios mineralizados que cortam a área de Igarapé Bahia foram formados por fluidos
aquosos igualmente salinos e dominantemente meteóricos, porém contendo componentes
magmáticos. A salinidade pode ser de origem não magmática. A deposição dos minerais de
minério nos veios foi também provocada por mistura de fluidos e queda de temperatura, mas em
ambiente provavelmente mais oxidante do que o das rochas fragmentárias, pois houve formação
de hematita. É provável que estes veios tenham uma relação genética com os granitos
anorogênicos de 1,88 Ga.
158
CAPÍTULO 7
CONCLUSÕES
7.1 – O depósito de Igarapé Bahia e as rochas fragmentárias hospedeiras
O depósito primário de Cu-Au de Igarapé Bahia está hospedado num horizonte de rochas
fragmentárias hidrotermalmente alteradas, tendo como encaixantes rochas de grau metamórfico
baixo do Grupo Igarapé Bahia, pertencente à sequência vulcanossedimentar Itacaiúnas (Docegeo
1988), de idade neoarqueana (~2,7 Ga). À volta do depósito ocorrem rochas metassedimentares
mais jovens, da Formação Águas Claras, cuja idade mínima é de 2,65 Ga (Dias et al. 1996). Um
enxame de diques máficos indeformados, de 2,5 Ga (Ferreira Filho 1985), corta a área.
As rochas fragmentárias mineralizadas de Igarapé Bahia constituem um corpo
aproximadamente tabular e concordante com suas encaixantes, que foi dobrado e verticalizado,
mostrando em planta uma forma semicircular. As encaixantes do minério são rochas formadas
em ambiente submarino, representadas por uma unidade inferior, na qual predominam lavas
máficas, hialoclastitos e BIFs de fácies óxido, e uma sequência superior formada principalmente
por metassedimentos turbidíticos.
As rochas fragmentárias são rochas heterolíticas, em geral matriz-suportadas, compostas
por clastos angulosos a subarredondados principalmente de metabasaltos e BIF envoltos por uma
matriz fina, levemente foliada, contendo calcopirita disseminada a localmente maciça, magnetita,
clorita e siderita. Ouro, anfibólios ferríferos, estilpnomelano, quartzo, turmalina, apatita,
cobaltita, molibdenita, bornita, digenita e minerais portadores de U e ETRL são componentes
também importantes.
O caráter concordante da unidade fragmentária, a presença dominante nela de litoclastos
da unidade basal, e sua associação com turbiditos que exibem frequentes feições de slump e
desagregação, indicam que as rochas fragmentárias correspondem a um depósito singenético de
debris flow, conforme sugerido anteriormente por Almada & Villas (1999) e Dreher & Xavier
(2001), produzido por subsidência e colapso associados a falhamento ativo em ambiente de rift.
A possível geração das rochas fragmentárias através de um evento epigenético de natureza
159
hidrotermal ocorrido em 2,5 Ga (Tallarico et al. 2002a) é contestada, pois as rochas fragmentárias
não interceptam os metarenitos da Formação Águas Claras, que localmente recobrem o depósito
e são mais antigos do que a idade acima referida.
7.2 – Fluidos mineralizantes e minerais portadores de Cl
Os fluidos representativos de três episódios hidrotermais que afetaram a área do
depósito e suas vizinhanças foram analisados. O primeiro destes episódios foi anterior à
mineralização das rochas fragmentárias, o segundo correspondeu ao evento de mineralização a
Cu-Au destas rochas e o terceiro tem relação com a formação de veios portadores de uma
mineralização a Cu-Au mais jovem, de baixo teor. Em todos os três casos, foram detectados
fluidos aquosos contendo NaCl + CaCl2 + FeCl2, com salinidades que alcançam valores elevados
(até 45-60% NaCl + CaCl2).
O primeiro evento hidrotermal não possui mineralização associada e corresponde a um
episódio de cimentação aproximadamente contemporâneo à formação das BIFs de fácies óxido
que se associam às lavas máficas do footwall. Os fluidos eram isentos de CO2, inicialmente muito
ricos em FeCl2 e de temperaturas altas (~400oC), e foram sendo gradualmente misturados com
fluidos mais diluídos e resfriados.
Os fluidos relacionados à mineralização principal de Igarapé Bahia, contidos numa
cavidade de quartzo localizada dentro da rocha fragmentária, caracterizam-se pela coexistência
de fluidos carbônicos (CO2 ± CH4), aquo-carbônicos de baixa salinidade (6% NaCl) e aquosos de
salinidade variada. As temperaturas de homogeneização (até 330oC) obtidas são mais baixas do
que as temperaturas (≥350oC) indicadas pelas paragêneses a ferroactinolita-hastingsita
encontradas nas rochas mineralizadas, sugerindo que o quartzo da cavidade não aprisionou os
fluidos mineralizantes mais precoces. A presença de CO2 é coerente com a ocorrência de
carbonatos associados à mineralização.
Nos veios tardios os fluidos foram em geral aquosos, exibindo um padrão também
indicativo de mistura, com os mais salinos mostrando temperaturas mais altas e os mais diluídos
temperaturas mais baixas. CO2 puro foi detectado localmente em um dos veios.
Análises de microssonda feitas em anfibólios e cloritas encontrados na matriz das rochas
fragmentárias acusaram a presença de Cl e composições muito ricas em Fe, comparáveis às de
anfibólios e cloritas encontrados em formações ferríferas de fácies óxido-silicato. Os anfibólios
160
correspondem a ferroactinolitas e hastingsitas fortemente zonadas, com até 2,5% Cl e xFe=0,84,
formadas a temperaturas ≥350oC. As cloritas são chamositas, com até 0,9% Cl e xFe=0,88. As
composições destes minerais comprovam a alta temperatura, os teores elevados de Fe e a alta
salinidade dos fluidos mineralizantes em Igarapé Bahia.
Fluidos salinos e minerais portadores de Cl associam-se também a outros depósitos de
Cu-Au de Carajás, como Salobo, Pojuca Corpo Quatro, Gameleira, Cristalino, Sossego, Águas
Claras e Breves. A salinidade alta na região tem sido geralmente atribuída a fluidos derivados de
granitos, mas nem sempre a relação dos depósitos com granitos é evidente. O registro de fluidos
salinos envolvidos em um evento não mineralizante, como aquele de cimentação associado à
formação de BIFs na região, mostra que a salinidade em Carajás pode ter uma fonte não
magmática, talvez ligada a evaporitos formados numa fase precoce de desenvolvimento do rift
ensiálico no qual as rochas da sequência Itacaiúnas foram depositadas.
7.3 – Isótopos estáveis de C, S e O
O estudo de isótopos de δ13C e δ18O em carbonatos que ocorrem nas rochas
fragmentárias permitiu identificar nestes rochas a presença de carbono de origem profunda (δ13C
de –6 a -8‰), provavelmente magmático, e de carbono de fonte orgânica (δ13C de -8 a -13‰). As
sideritas, que correspondem aos carbonatos mais comuns nas rochas fragmentárias, exibem
valores de δ13C comparáveis aos de sideritas de formações ferríferas pré-cambrianas.
Os dados de δ34S em calcopiritas das rochas fragmentárias mostram uma fonte magmática
ou exalativa dominante para o enxofre, com participação mais subordinada de enxofre oxidado e
de enxofre proveniente de redução bacteriogênica. A faixa de concentração de resultados de δ34S
(–2,1 a + 5,6‰) é algo mais ampla do que, porém ainda coerente com, os padrões de depósitos
vulcanogênicos e formações ferríferas sulfetadas arqueanas.
Os dados de δ18O em magnetita e quartzo das rochas fragmentárias permitiram calcular
uma temperatura média de ~400oC para os fluidos mineralizantes, consistente com a presença de
ferroactinolita e hastingsita nas rochas mineralizadas. A composição isotópica calculada dos
fluidos em equilíbrio com estes minerais mostrou valores enriquecidos em δ18O, de 6,5 a 10,3‰,
que podem indicar uma participação magmática ou uma interação com rochas sedimentares
originalmente ricas em δ18O, sob temperaturas altas e baixa relação fluido / rocha.
161
O estudo de isótopos desenvolvido em carbonatos e em calcopiritas dos veios de Igarapé
Bahia acusou a presença de C e S de origem magmática (δ13C médio de –7‰ e δ34S de 0 a +4‰).
Os fluidos em equilíbrio com quartzo, magnetita e carbonatos destes veios mostraram
temperaturas médias de 200 a 300oC e composições (δ18Ofluido ≅ 0‰) que indicam a participação
dominante de águas meteóricas.
7.4 – O modelo metalogenético para Igarapé Bahia.
O depósito de Cu-Au de Igarapé Bahia guarda forte semelhança com depósitos
vulcanogênicos do tipo VMS. O contexto vulcanossedimentar e a presença de rochas exalativas
como BIFs e chert e vulcânicas submarinas associadas ao depósito estão entre as características
que mais pesaram na definição do modelo genético. Também importantes são a forte alteração
clorítica relacionada ao depósito e o caráter strata-bound da mineralização, hospedada numa
unidade fragmentária de debris flow formada provavelmente junto a uma antiga falha de
crescimento.
A mineralização em Igarapé Bahia deve ter ocorrido por substituição penecontemporânea
e subsea-floor da matriz das rochas fragmentárias, onde os turbiditos fariam o papel de uma capa
selante do sistema. Quanto a este aspecto de substituição strata-bound e à presença de uma
mineralização de modo geral disseminada, Igarapé Bahia constitui uma variação do modelo VMS
mais clássico.
Com relação a outras características como, por exemplo, a presença de fluidos
mineralizantes altamente salinos, a escassez de pirita e os teores importantes de Au, U e ETRL
associados ao minério, Igarapé Bahia assemelha-se mais aos depósitos da classe IOCG (ou
Óxidos de Fe Cu-Au), considerados como epigenéticos e magmáticos. Entretanto, segundo
Barton & Johnson (2000), fluidos salinos e aquecidos, de fonte não magmática, podem
igualmente gerar depósitos ricos em óxidos de Fe, Au, minerais de U, ETR e calcopirita e pobres
em pirita, em função sobretudo da alta salinidade e escassez de enxofre.
A mineralização em Igarapé Bahia deve ter ocorrido por uma interação de fluidos
portadores de CO2 com fluidos aquosos fortemente salinos ricos em Fe, Cu e Au e pobres em S, e
destes com águas de formação contidas nos poros do depósito de debris flow. Os fluidos com
CO2 seriam em parte de origem magmática. Os aquosos salinos poderiam ser não magmáticos,
162
com uma salinidade alta adquirida talvez por lixiviação de antigos evaporitos. O calor para o
sistema seria gerado por um corpo intrusivo sinvulcânico, situado em profundidade.
Os processos responsáveis pela deposição do minério nas rochas fragmentárias devem ter
sido mistura de fluidos e resfriamento, sob condições relativamente redutoras, pH neutro a
alcalino e baixa a moderada fugacidade de enxofre.
Os veios mineralizados que cortam a área de Igarapé Bahia foram formados por fluidos
aquosos, igualmente salinos e dominantemente meteóricos, porém contendo componentes
magmáticos. A salinidade pode da mesma forma ser de origem não magmática. A deposição dos
minerais de minério nos veios foi também neste caso provocada por mistura de fluidos e queda de
temperatura, mas em ambiente provavelmente mais oxidante do que o das rochas fragmentárias,
pois houve formação de hematita. É provável que estes veios tenham uma relação genética distal
com os granitos anorogênicos de 1,88 Ga.
163
164
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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Expandidos, CD-ROM.
Xu G. 2000. Fluid inclusions with NaCl-CaCl2-H2O composition from the Cloncurry
hydrothermal system, NW Queensland, Australia. Lithos, 53:21-35.
Yang K. & Scott S.D. 1996. Possible contribution of a metal-rich magmatic fluid to a sea-floor
hydrothermal system. Nature, 383:420-423.
Yardley B.W.D., Banks D.A., Barnicoat A.C. 2000. The chemistry of crustal brines: tracking
their origins. In: Porter T.M. (ed.) Hydrothermal iron oxide copper-gold & related deposits: a
global perspective. Australian Mineral Foundation, Adelaide, pp.61-70.
Zang W. & Fyfe W.S. 1995. Chloritization of the hydrothermally altered bedrock at the Igarapé
Bahia gold deposit, Carajás, Brazil. Mineralium Deposita, 30 (1):30-38.
191
192
ANEXO I
TABELAS DE DADOS MICROTERMOMÉTRICOS
193
194
195
TABELA 4.1
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
Litoclasto de BIF brechado (amostra L) BAH F 345 / 197,70m
Inclusão
Tipo Preench%
Te
Tf g
Tf HH
Th (LV-L) Th(SLV-SL)
T-1
1
10
-50
-21.5
142,1
T-2
1
5
-46
-22.9
140,7
T-3
1
10
-44
-23.0
140,9
T-4
1
5
-17.4
142,1
T-5
1
10
-50
-24.1
144,6
T-6
1
10
-43
-18.9
T-7
1
10
-44
-22.6
T-8
1
10
-50
-23.0
T-11
1
5
-22.4
137,7
T-12
1
5
-50
-24.2
123,2
U-21
1
5
-17.2
V-4
1
10
-12.5
V-7
1
10
-11.8
V2-3
1
10
-47
-23.3
11,7
140,4
V2-4
1
10
-42
-22.1
142,8
V2-8
1
10
-50
-2.7
V2-9
1
10
-50
-3.0
-21.4
166,4
V2-10
1
15
-2.8
171,0
V2-11
1
5
-2.7
152,6
V2-13
1
10
-50
-23.1
15,1
V2-17
1
10
-3.1
Média
145
Intervalo
5 a 10
-42 a -50 -3 a -24
123 a 171
Tf H
5 a 23
5.1
4.5
5.0
4.6
4.5
20.4
16.4
15.8
21.6
20.5
5
Tf FeCl2 Sal% NaCl Sal% Total
23.4
5,1
NaCl
0
CaCl2
1,00
Na/Ca
196
TABELA 4.1 (cont.)
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
Litoclasto de BIF brechado (amostra L) BAH F 345 / 197,70m
Inclusão
Tipo Preench%
Te
Tf g
Tf HH
Th (LV-L) Th(SLV-SL)
Tf H
Tf FeCl2 Sal% NaCl Sal% Total
T-9
2A
15
-50
-26.8
143,2
T-10
2A
10
-44
-25.8
140,4
T-13
2A
15
-24.1
128,5
T-14
2A
10
-24.3
121,1
T-16
2A
10
-23.5
135,6
U-22
2A
10
-52
-24.0
V2-1
2A
10
-51
-23.1
20,0
142,0
V2-2
2A
10
-50
-23.2
6,5
169,6
30,5
32
V2-5
2A
15
-40
-21.9
10,6
130,0
188,8
31,3
33
V2-6
2A
15
-40
-20.9
V2-7
2A
15
-50
-23.5
128,0
V2-11a
2A
20
-22.5
225,9
33,2
35
V2-12
2A
10
-23.2
V2-14
2A
15
236,9
V2-15
2A
15
291,4
V2-16
2A
20
-22.0
-3.1
168,5
Média
137
223
32
33
Intervalo
10 a 20 -40 a -52 -21 a -27
121 a 169 170 a 291
31 a 33 32 a 35
CaCl2
7
2
7
NaCl
25
31
28
0.72 a 0.85
0,79
0,80
0,72
0,85
Na / Ca
197
TABELA 4.1 (cont.)
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
Litoclasto de BIF brechado (amostra L) BAH F 345 / 197,70m
Inclusão
Tipo Preench%
Te
Tf g
Tf HH
Th (LV-L) Th(SLV-SL)
Tf H
Tf FeCl2 Sal% NaCl Sal% Total
U-2
2B
40
100,2
490,0
U-3
2B
50
113,6
U-4
2B
30
111,8
U-5
2B
30
-36.9
117,8
U-6
2B
30
-38.1
123,4
U-7
2B
35
-55
125,9
U-8
2B
25
-38.6
127,0
U-9
2B
40
-60
-39.0
100,5
U-10
2B
30
-36.2
124,8
U-11
2B
30
123,2
U-13
2B
40
-58
120,0
U-15
2B
40
131,6
U-16
2B
20
130,6
U-17
2B
20
144,8
U-20
2B
50
510,0
V-8
2B
45
-60
-36.2
V-9
2B
40
-60
-36.9
V1-18
2B
40
-50
-40.0
V1-19
2B
35
-60
-42.0
V1-26
2B
40
-50
-42.7
V1-27
2B
30
-50
-39.0
V3-1
2B
35
-60
-41.0
128,2
442,3
488,0
52,3
56
V3-2
2B
40
-58
-39.6
128,9
411,3
487,9
48,7
53
V3-3
2B
40
-58
120,3
413,1
481,0
V3-4
2B
40
-62
-39.6
128,1
V3-5
2B
35
110,7
381,6
446,1
V3-6
2B
45
-38.9
108,3
417,7
49,4
53
V3-7
2B
50
-65
-41.0
126,0
384,0
445,8
45,7
50
V3-8
2B
45
-55
-42.0
122,7
380,0
45,3
49
V3-9
2B
40
-56
123,5
386,2
V3-10
2B
50
-63
-40.8
Média
122
402
478
48
52
Intervalo
20 a 50 -50 a -65 -36 a -43
100 a 145 380 a 442 446 a 510 45 a 52 49 a 56
CaCl2
5
7,5
7
10
11
NaCl
51
45
46
40
38
0.82-0.90
0,85
0,87
0,82
0,80
0,90
0,86
Na / Ca
TABELA 4.2
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
Cavidade de quartzo (amostra C) BAH F 353 / 194,20m
Inclusão
Tipo
Preench%
Te
Tf g
B-11
1
10
-50
-22.2
B-12
1
20
-22.0
B-13
1
20
-21.5
B-25
1
10
-58
-21.8
N-1
1
5
-45
-4,8
N-2
1
10
-3.2
N-8
1
5
-48
-3.1
N-9
1
20
-11.7
N-11.
1
40
-45
-21.3
N-15.
1
20
-12.8
N-26.
1
10
-9.0
O-3.
1
10
-65
-9.7
O-4
1
5
-60
-19.5
O-12
1
20
-43
-5.8
O-13
1
25
-8.6
O-15
1
15
-5.4
O-20
1
10
-8.2
O1-1
1
5
-65
-46.4
O1-3
1
5
O1-6
1
5
-42.7
O1-7
1
10
O1-8
1
10
-63
-45.7
P-1.
1
10
-50
-5.9
P-4.
1
20
-55
-9.4
P-11
1
5
-60
-18.2
P-24
1
10
-65
-42.9
Média
Intervalo
5 a 25
-43 a -65 -3 a -46
-14.7
-21,8
-23.8
Tf HH
0,7
198
158
110 a 189
109,6
138,6
138,5
180,6
Th (LV-L) Th(SLV-SL)
189,4
158,3
172,3
174,8
Tf H
5 a 23
9.1
13.3
21.1
23.4
23.6
7,6
5.3
5.1
15.7
23.2
16.7
12.8
13.6
22.0
8.9
12.4
8.4
11.9
16 a 24
24,3
15,6
22,7
Sal% NaCl Sal% Total
24,3
14,4
16
NaCl
0
1,2
6,7
CaCl2
0.72 a 1.00
1,00
0,90
0,72
Na / Ca
25
50
45
2B
2A
2B
B-12a
B-16
B-18
2A
2A
2A
2A
2A
2A
2A
2A
P-14
P-16
P-17
P-18
P-19
P-21
P-22
P-23
Média
Intervalo
2A
P-13
2A
O1-2a
2A
2A
P-7
2A
N-7
O1-2
2A
2A
2A
D-31
N-6
2B
2A
D-30
O1-13
2A
D-4
O1-12
10
2A
D-3
2A
2A
D-2
2A
2A
10
2A
2A
B-28
B-30
O1-9
25
2A
B-27
O1-10
O1-11
10
20
2A
B-26
10 a 50
15
20
30
25
25
20
20
20
10
20
10
20
10
10
10
10
30
30
20
40
40
40
20
20
2B
2A
B-22
B-22a
30
30
2A
B-4
Preench%
Tipo
Inclusão
-45 a -72
-50
-48
-45
-60
-65
-65
-63
-72
-62
-60
-70
-45
-54
-48
-55
-53
-50
-60
-60
-50
-60
-70
Te
-19 a -47
-20.2
-19.2
-22.8
-22.9
-20.5
-22.1
-20.0
-21.0
-19.1
-33.7
-19.2
-37.0
-42.0
-29.3
-46.9
-20.2
-20.0
-19.8
-31.9
-20.2
-23.7
-19.2
-21.9
-21.6
-21.2
-38.3
-36.8
-36.3
-43.6
Tf g
Cavidade de quartzo (amostra C) BAH F 353 / 194,20m
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
TABELA 4.2 (cont.)
14,6
25,1
11,3
2,1
22,3
Tf HH
Th (LV-L)
199
111 a 220
219,6
136,5
129
46.5 *
110,7
122,1
113,5
137,5
190,5
131,7
132,4
127,1
125,0
130,1
Th(SLV-SL)
131 a 330
301,8
262,8
244
302,9
192,9
291,3
259,4
131,1
132,0
130,0
305,3
330,0
300,7
301,4
167,5
Tf H
29 a 41
38,3
35,5
38,4
31,5
37,5
35,3
29,0
29,0
28,9
38,6
40,6
38,2
38,3
30,4
Sal% NaCl
32 a 45
38
36
38
32
38
35
33
34
40
45
45
Sal% Total
38
35
32
36
35
12
8
36
31
32
NaCl
0
1
0
2
0
21
26
4
14
13
CaCl2
0.26 a1.00
1,00
0,97
1,00
0,94
1,00
0,38
0,26
0,90
0,70
0,73
Na / Ca
Intervalo
5 a 10
-40 a-60
-1 a -26
TABELA 4.3
DADOS MICROTERMOMETRICOS: INCLUSOES AQUOSAS
Velo BAH F 332 I 231,SOm (cortando F. Aguas Claras)
Inclusão
Tipo
Preencho
Te
Tfg
K-1
1
10
-45
-5.5
K-2
1
5
-5.7
K-4
1
5
-21.9
K-5
1
10
-18.4
K-9
1
10
-40
-17.6
K-12
1
5
-6.1
K-13
1
10
-8.6
K-15
1
5
-23.6
K-16
1
5
-47
-22.5
K-17
1
5
-45
-22.6
K-18
1
10
-45
-22.5
K-19
1
10
-45
-21.8
K-21
1
10
-1.4
K-22
1
10
-17.0
K-28
1
5
-10.3
K-29
1
10
-9.9
K-30
1
10
-8.5
K-31
1
10
-45
-22.0
L-4a
1
10
-60
-25.7
L-4b
1
10
L-6
1
5
-52
-23.4
L-8
1
5
-55
-18.1
L-9
1
10
-57
-21.6
L-10
1
5
-16.3
L-11
1
10
-25.1
L-12
1
5
-52
-23.4
L-12a
1
15
-24.5
L-13
1
10
-18.1
L-13a
1
5
-50
-8.5
L-14
1
10
-54
L-18
1
10
-60
-21.5
L-19
1
5
-11.3
L-20
1
5
-57
-24.4
M-1
1
5
-53
-19.2
M-2
1
10
-53
-19.5
M-3
1
10
-48
-21.1
M-4
1
5
-50
-20.7
M-5
1
10
-55
-6.3
M-13
1
10
-50
-10.1
M-14
1
10
-16.0
Média
-21 a -26
-24.5
-28.0
-25.9
-25.8
-24.2
-25.6
-26.0
-28.6
-23.5
·20.8
-23.1
-23.3
TfHH
Th(SLV-5L)
200
124 a 143
135
138.6
135.1
137.2
130.1
142.7
124.0
Th (LV-L)
TfH
2 a 23
21.8
22.0
23.1
22.8
9.6
14.0
19.4
23.4
15.3
21.0
12.3
21.0
23.4
19.7
23.6
2.4
20.2
14.3
13.8
12.3
10 a 25
10
22
15
25
22
22
24
24
21
12
22
23
Sal%NaCI Sal% Total
8.5
8.8
23.6
21.3
20.7
9.3
12.4
8.8
7.6
12.5
20.8
19.7
18.3
19.9
7.4
19.5
12.4
19.8
22.1
NaCI
1.0
14.4
2.7
4.2
1.9
3.4
O
4.5
16.1
1.3
1.1
1.3
CaCI2
0.33 a 1.00
0.92
0.36
0.79
0.84
0.92
0.83
0.82
0.33
0.91
1.00
0.95
0.93
Na/Ca
TABELA 4.3 (cont.)
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
Veio BAH F 332 / 231,80m (cortando F. Águas Claras)
Inclusão
Tipo Preench.
Te
Tfg
Tf HH
K-6
2A
20
-45
-22.7
K-7
2A
10
-46
-22.3
K-8
2A
10
-43
-22.8
K-11
2A
10
-22.3
L-1
2A
20
-61
-27.6
-2.1
L-2
2A
30
-25.3
L-3
2A
15
-64
-26.6
15
L-4
2A
15
-56
-25.9
L-5a
2A
L-7
2A
15
-60
-25.8
-27.1
L-7a
2A
30
L-10a
2A
25
L-15
2A
10
-50
-31.7
L-16
2A
10
-50
-26.2
M-6
2A
15
-55
-27.0
M-9
2A
15
-55
-25.6
M-10
2A
15
-55
-25.4
M-15
2A
25
-50
-20.0
Média
Intervalo
10 a 30 -43 a -61 -20 a -32 -2 a -27
201
33,0
30,5
35,0
32,5
220,6
170,1
254,7
212,8
119
203
33
116 a 124 163 a 255 31 a 35
116,0
119,5
30,2
163,2
121,6
123,8
117,2
31,8
34
33 a 35
33
33
35
Sal%NaCl Sal%Total
199,1
Tf H
117,8
Th (LV-L) Th(SLV-SL)
21
19
22,5
NaCl
12,5
14
13
CaCl2
0.58 a 0.62
0,62
0,58
0,62
Na/Ca
Q-1
Q-2
Q-3
Q-4
Q-5
Q-6
Q-9
Q-10
Q-11
Q-12
Q-12a
Q-13
Q-14
Q-15
R-16
R-17
R-19
Média
Intervalo
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
2B
10 a 45
25
25
15
35
15
15
20
30
15
25
40
25
15
15
10
45
45
-34.5
-57
-60
-55
-58
-55
-57
-58
-55 a -63 -27 a -39
-38.1
33.6
-35.3
-34.0
-34.2
-33.1
-27.4
-28.0
-31.9
-38.5
-34.3
-63
-60
-63
-61
-60
-60
-57
-1 a -17
1,0
-16.6
-1.1
TABELA 4.4
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
Veio BAH F 332 / 286,45m (cortando F. Águas Claras)
Inclusão
Tipo Preench%
Te
Tf g
Tf HH
R-21
1
10
-45
-25.6
202
48,2
40,3
47,6
51,1
44,5
58,1
48,6
401,4
432,4
372,0
487,7
410,2
406,6
326,6
115,2
34,6
62,5
57,2
38 a 60
46
51
54
48
38
60
Sal% NaCl Sal% Total
249,2
519,8
481,1
Tf H
104
82 a 121 115 a 519 35 a 63
87,8
107,1
115,0
116,3
82,4
120,1
97,2
82,1
100,0
104,0
112,0
120,6
105,3
111,7
Th (LV-L) Th(SLV-SL)
34
44
48
39
26
59
NaCl
12
7
6
9
12,5
1
CaCl2
0.70 a 0.99
0,76
0,87
0,89
0,82
0,70
0,99
Na / Ca
Tipo
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
Inclusão
G-1
G·3
G-6
H-1
H-2
H-6
H-7
H-8
H-11
H-16
H-17
1-5
1-6
1-12
1-15
1-16
1-17
1-22
1-24
1-30
1-31
J-1
J-2
J-5
J-6
J-7
J-8
J-9
J-10
J-11
J-12
J-13
J-16
J-17
J-18
J-22
J-23
J-24
J-25
Média
Intervalo
5 a 10
10
10
5
5
10
10
10
10
5
5
5
5
5
5
5
5
10
10
10
10
5
10
5
10
5
10
10
10
5
5
5
10
5
10
10
10
5
5
5
Preench%
-11.8
-12.1
-17.5
-17.0
-18.8
-19.3
-21.0
-17.7
-18.7
-19.2
-21.1
-19.5
-16.5
-15.9
-16.4
-15.2
-21.3
-18.3
-21.5
-23.0
-16.2
-13.6
-16.7
-19.0
-17.2
-16.8
-22.4
-20.9
-13.0
-11.0
-11.2
-15.6
-14.8
-12.7
-16.6
-22.2
-17.8
-20.5
-17.8
Tfg
-20.5
-22.6
-18.4
-21.0
-19.2
-17.1
-22.6
-22.2
-22.7
-23.0
-20.2
TfHH
-36 a -60 -11 a -23 -17 a -23
-47
-46
-55
-45
-40
-40
-40
-60
-35
-60
-50
-45
-45
-39
-40
-40
-45
-43
-46
-40
-36
-40
-45
-45
-47
-40
Te
118
99 a 162
121.8
134.1
162.3
111.4
108.6
125.6
110.2
98.6
104.8
107.1
Th (LV.L)
203
Th(SLV-SL)
TABELA 4.5
DADOS MICROTERMOMETRICOS: INCLUSÕES
Velo BAH F 382 I 273,35m (cortando rocha fragmentárIa mlnerallzada)
TfH
15 a 23
20.8
22.7
20.8
23.0
16.9
15.0
15.2
19.1
18.5
16.6
19.9
19.6
17.4
20.0
21.7
20.4
20.1
15.8
16.1
20.6
20.2
21.5
21.9
23.0
20.7
21.5
21.8
23.1
22.0
19.8
19.4
19.8
18.8
23.2
21.2
23.4
Sal% NaCI
15 a 24
18
15
17
23
21
20
24
19
Sal%Total
15.1
15
18.8
18.7
16.4
23.3
18.7
NaCI
3.1
O
3.8
2.7
3.6
1.2
O
CaCI2
0.80 a 1.00
0.80
1.00
0.86
0.87
0.85
0.95
1.00
Na I Ca
204
TABELA 4.5 (cont.)
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
Veio BAH F 382 / 273,35m (cortando rocha fragmentária mineralizada)
Inclusão Tipo Preench%
Te
Tf g
Tf HH
Th (LV-L) Th(SLV-SL)
Tf H
Sal% NaCl Sal% Total
G-2
2A
15
-45
-23.4
G-5
2A
15
-47
-22.5
G-9
2A
15
-46
-18.1
H-3
2A
10
-47
-21.4
101,2
H-4
2A
15
-19.0
H-5
2A
15
-44
-23.6
100,6
H-9
2A
15
-43
-20.4
105,8
H-10
2A
15
-22.7
H-12
2A
10
-20.5
H-14
2A
10
-40
-22.5
108,8
H-15
2A
20
-44
-17.8
79,2
173,9
30,6
I-4
2A
25
-42
-24.8
I-7
2A
10
-35
-22.5
I-14
2A
5
-39
-21.8
I-25
2B
30
-43
-22.5
I-27
2A
20
-21.3
I-28
2A
10
-21.9
I-32
2B
15
-44
-24.3
10,6
103,7
I-33
2A
15
-20.7
78,4
233,6
33,7
I-34
2B
25
-55
-24.5
106,8
I-35
2B
25
-45
-24.0
98,9
197,3
31,7
33
I-36
2A
15
-44
-23.1
J-15
2A
10
-40
-16.0
382,8
45,6
J-19
2A
10
-17.1
J-20
2A
15
-40
-23.1
J-27
2B
30
-45
-23.9
395,3
46,9
49
J-28
2B
40
-47
-15.8
210
32,4
Média
98
Intervalo
5 a 40
-35 a -55 -16 a -25
78 a 109 174 a 395 31 a 47 33 a 49
CaCl2
9
4
NaCl
24
45
0.73 a 0.92
0,92
0,73
Na / Ca
205
TABELA 4.6
DADOS MICROTERMOMETRICOS: INCLUSOES AQUOSAS
Velo BAH F 382 I 315, 70m (cortando rocha fragmentária mlnerallzada)
Inclusão
Tipo
Preench%
Te
Tfg
TfHH
Th (LV.L) Th(SLV-5L)
E-1
1
10
-42
-8.5
152.1
E-2
1
15
-47
-8.8
150.3
E-5
1
15
-41
-8.5
E-6
1
10
-55
-9.3
159.6
E-8a
1
160.4
E-8
1
15
-45
-7.6
148.8
E-15
1
10
·48
-4.0
E·16
1
5
169.2
E-24
1
10
-42
-8.8
192.2
E-25
1
10
-48
-7.7
E-27
1
10
-50
-9.0
144.5
E-28
1
5
-44
-9.0
E-29
1
10
-46
-8.2
E-31
1
10
-45
-8.2
F-3
1
5
-43
-7.9
153.9
F-3a
1
5
153.8
F-4
1
10
-43
-6.5
F-10
1
10
-45
-7.7
F·11
1
10
181
F-11 a
1
10
189.1
F-16
1
10
-43
-6.1
F·20
1
5
-43
-24.2
F-21
1
5
-44
-24.9
F-23
1
5
132.7
F1-3
1
10
-50
-23.3
-23.7
140.3
F1-6
1
5
-55
-23.4
140
F1-7
1
10
-50
-23.4
F1-8
1
15
136.2
F1-11a
1
10
-55
-22.1
-25.1
142.3
F1-12
1
5
-58
-24.8
F1-20
1
10
-55
-23.1
5
F1-21
1
10
-55
-23.9
-25.8
F1-22
1
10
-45
-23.1
4.2
F1-23
1
10
-50
-23.4
F1-24
1
10
-50
-23.7
-25.4
Média
156
Intervalo
5 a15
-41 a-58
-4 a ·25
·24 a -26 133 a 192
Tf H
6 a 23
23.8
9.3
9.9
11.3
12.6
11.3
12.8
12.8
11.9
11.9
11.6
11.2
6.4
SalOIo NaCI
12.3
12.6
12.3
13.2
20.5
21.1
25
25
24 a 25
20.6
22.9
NaCI
24
24
Total
SalOIo
3.6
4.2
3.1
1.7
CaCI2
0.86 a 0.95
0.90
0.86
0.87
0.95
Na ICa
TABELA 4.6 (cont.)
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
Veio BAH F 382 / 315,70m (cortando rocha fragmentária mineralizada)
Inclusão Tipo
Preench%
Te
Tf g
Tf HH
Th (LV-L)
E-3
2A
10
-45
-21.0
E-9
2A
20
-49
-24.1
E-10
2A
30
-43
-25.0
E-11
2A
20
-46
-24.9
E-13
2A
15
-43
-24.7
E-14
2A
10
-22.9
E-17
2A
10
-43
-23.9
E-18
2A
10
-46
-24.4
E-19
2A
10
-44
-24.5
E-19a
2A
20
-23.6
E-21
2A
30
-23.4
E-22
2A
20
-45
-25.3
E-23
2A
20
-43
-24.8
E-26
2A
15
-44
-22.2
E-30
2A
10
-45
-24.2
F-1
2A
10
-47
-24.1
15,3
F-2
2A
10
-46
-22.1
F-5
2A
10
-45
-23.1
F-6
2A
10
-44
-23.6
F-7
2A
20
-51
-24.1
F-8
2A
20
-43
-24.6
F-12
2A
20
-46
-23.4
F-13
2A
10
-42
-22.6
F-14
2A
10
-41
-22.9
F-15
2A
25
F-17
2A
15
F-18
2A
15
-46
-25.3
F-19
2A
10
-46
-24.8
F-22
2A
15
F-25
2A
30
F1-1
2A
20
-60
-23.6
5,3
F1-2
2A
20
-40
-21.2
15,4
F1-2a
2A
10
-50
-22.5
F1-4
2A
15
-50
-22.8
F1-5
2A
15
-50
-22.8
10
F1-9
2A
10
-50
-22.0
F1-11
2A
15
-50
-23.0
18,5
F1-18
2A
20
-28.1
F1-19
2B
25
-60
-27.1
18
Média
Intervalo
10 a 30
-40 a -60
-21 a -28
206
145
118 a 173
131,7
128,1
129,4
143,2
131,7
135,8
142,3
126,8
164,5
118,2
172,5
164,6
129,8
130,3
163,6
163,6
175
163,7
Th(SLV-SL)
148,7
35
32 a 40
31,5
192
236
192 a 320
37,6
32,6
33,1
31,5
31,8
39,8
31,9
292,2
214,3
223,3
193,2
198,6
320
200,3
36,9
34,5
246,3
283,5
Sal% NaCl
Tf H
35
33 a 39
33
34
35
33
34
34
39
37
Sal% Total
26
26,5
32
27
23
25
32,5
29
NaCl
7
7,5
3
6
11
9
7
8
CaCl2
0.69 a 0.90
0,80
0,78
0,90
0,83
0,69
0,75
0,83
0,80
Na / Ca
207
TABELA 4.7
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
Veio BAH F 375 / 237,00m (cortando dique de diabásio)
Inclusão
Tipo Preench%
Te
Tf g
Tf HH
Th (LV-L) Th(SLV-SL)
W-18
1
10
-48
-24.2
W-19
1
10
-22.5
W-20
1
10
-48
-23.8
W1-1
1
15
-53
-8.4
W1-2
1
5
-8.6
W1-3
1
5
-8.9
W1-4
1
5
-19.7
W1-7
1
10
-54
-17.2
W1-11
1
15
-60
-20.0
W1-22
1
5
-60
-23.5
W2-1
1
10
-52
-26.5
-31.6
154,8
W2-2
1
10
-55
-32.6
153,6
W2-3
1
10
-50
-24.3
W2-4
1
10
-54
-19.2
-30.1
167,1
W2-6
1
10
-60
-24.4
-35.2
W2-7
1
10
-60
-23.0
150,5
W2-8
1
10
-60
-13.6
172,4
W2-11
1
10
142,1
W2-13
1
10
-60
-20.9
-33.0
W2-20
1
5
136,5
W2-21
1
10
-58
-19.4
-27.8
163,9
W2-23
1
10
-60
-23.2
W2-27
1
10
-27.0
Média
Intervalo
5 a 15
-48 a -60 -8 a -27 -27 a -33 137 a 172
Tf H
12 a 23
22.0
23.0
17.4
21.8
12.2
12.4
12.7
22.2
20.4
22.4
22 a 25
22
22
22
23
25
Sal% NaCl Sal% Total
6
2,5
5
3
5
NaCl
16
19,5
17
20
20
CaCl2
0.14 a 0.28
0,28
0,14
0,25
0,15
0,21
Na / Ca
TABELA 4.7 (cont.)
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES AQUOSAS
AMOSTRA V5 (Veio, BAH F 375 / 237,00m)
Inclusão
Tipo Preench%
Te
Tf g
THH
W1-12
2A
10
-50
-45.7
W1-17
2A
5
-58
-24.9
W1-23
2A
5
-60
-28.9
W2-5
2A
20
W2-10
2A
15
-53
-32.6
W2-17a
2A
10
-55
W2-19
2A
15
-22.4
W2-26
2A
15
W2-28
2A
20
W2-31
2A
15
-60
-23.7
Média
Intervalo
5 a 20
-50 a -60 -22 a -46
37,3
288,9
419,0
233,2
33,7
32,2
31,1
208
36
36
36
Sal% NaCl Sal% total
206,1
183,7
TH
116 a 160 184 a 419 31 a 37
115,9
126,5
126,2
160,1
Th (LV-L) Th(SLV-SL)
28
19
NaCl
8
17
CaCl2
0.55 a 0.78
0,78
0,55
Na / Ca
TABELA 4.8
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS : INCLUSÕES CARBÔNICAS E AQUO-CARBÔNICAS
Cavidade de quartzo (amostra C) BAH F 353 / 194,20m
Inclusão
Tipo Preench%
Te
Tf CO2
Tf g
Tf HH
Tf cl
Th CO2 (L) Sal%NaCl
A-1
3A
40
-57.5
-7.7
13,4
5,7
A-2
3B
100
-57.6
6,4
A-3
3A
80
-57.5
9,0
A-4
3A
70
-57.8
-0.6
A-6
3B
100
-57.8
6,9
A-8
3A
85
-57.9
8,0
A-9
3A
90
-57.6
5,6
A-10
3B
100
-57.7
7,1
A-17
3A
95
-57.8
3,5
A-18
3A
95
-57.6
4,0
A-24
3B
100
-57.6
5,4
A-25
3B
100
-57.9
-2.2
A-26
3A
85
-57.6
7,4
A-28
3A
95
-56.8
-4.7
A-29
3B
100
-58.3
0,8
A-30
3B
100
-57.5
-4.3
B-6
3B
100
-57.8
8,6
B-7
3B
100
-58.0
8,7
B-10
3B
100
-58.1
-4.3
B-20
3A
30
30,9
B-21
3B
100
-57.4
9,1
B-31
3A
35
-57.7
-29.7
8,0
C-1
3A
60
-57.4
-8.8
6,6
7,9
6,3
C-2
3A
80
-57.0
6,3
C-3
3B
100
-57.4
6,4
C-4
3A
40
-57.3
11,5
C-5
3A
20
-57.2
28,7
C-6
3A
45
-57.2
18,6
C-7
3A
20
-57.3
22,8
D-7
3A
80
-56.9
4,2
D-8
3A
70
-57.2
11,0
D-9
3A
90
-57.1
3,5
D-10
3B
100
-57.7
1,3
209
210
TABELA 4.8 (cont.)
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS : INCLUSÕES CARBÔNICAS E AQUO-CARBÔNICAS
Cavidade de quartzo (amostra C) BAH F 353 / 194,20m
Inclusão
Tipo Preench%
Te
Tf CO2
Tf g
Tf HH
Tf cl
Th CO2 (L)
D-11
3B
100
-57.6
14,9
D-12
3B
100
-57.5
9,7
D-13
3A
40
-56.8
3,9
D-15
3B
100
-57.6
3,4
D-18
3A
60
-57.6
11,1
D-19a
3A
20
13,0
D-21
3B
100
-57.5
4,2
D-22
3B
100
11,0
D-23
3B
100
8,3
D-24
3A
70
9,5
D-25
3A
80
-57.7
4,9
D-26
3A
90
10,4
D-27
3A
80
-57.3
6,9
D-29
3B
100
4,3
N-3
3A
90
-57.0
4,3
N-18
3B
100
-56.9
6,0
N-19
3B
100
-57.2
4,8
N-20
3A
95
-56.8
1,5
N-21
3A
70
-56.5
3,5
N-22
3A
70
-56.9
1,0
N-23
3B
100
-57.0
9,4
N-25
3B
100
-57.3
14,8
N-28
3A
80
-56.4
12,1
O-2
3A
60
-57.1
20,8
O-6
3A
60
-56.6
-8,4
7,4
O-10
3B
100
-56.7
9,6
O-11
3A
90
-56.9
-8.2
O-14
3B
100
-57.0
1,0
O-16
3B
100
-57.2
10,6
O-19
3B
100
-56.9
3,9
O-21
3A
25
-56.7
-9,5
Média
Intervalo
20 a 100
-58.3a-56.4
-8.2 a 30.9
6a7
6,7
6,1
Sal%NaCl
211
TABELA 4.9
DADOS MICROTERMOMÉTRICOS: INCLUSÕES CARBÔNICAS E AQUO-CARBÔNICAS
Veio BAH F 382 / 273,35m (cortando rocha fragmentária mineralizada)
Inclusão
Tipo Preench%
Te
Tf CO2
Tf g
Tf cl
Th CO2(L) Sal% NaCl
Tf HH
I-1
3A
25
-56,4
29,6
I-2
3B
100
-56,5
0,5
I-3
3A
60
-56,4
3,5
I-9
3A
70
-56,4
5,2
I-11
3A
20
-56,4
25
I-18
3A
90
-56,4
I-20
3A
50
-56,4
12,1
I-21
3A
95
-56,4
-1,8
I-26
3A
30
-56,7
11,8
I-29
3B
100
-56,4
J-3
3A
60
-45
-56,4
-4,6
Média
56,4
Intervalo
20 a 100
-4.6 a 29.6
-56.4 a -56.7
212
ANEXO II
TABELAS DE ANÁLISES QUÍMICAS DE ANFIBÓLIOS E CLORITAS
213
214
97,01
Total
0.829
0,206
0,045
2,000
0,427
0,183
0,610
0,487
0,041
15,610
23,000
Hasting
BNa
Soma em B
ANa
AK
Soma em A
CCl
CF
Soma Cáts.
Soma Oxig.
Nome
Fet/(Fet+Mg)
Mg/(Mg+Fe)
6,195
1,805
0.000
8,000
0,301
0,006
0,751
0,091
0,765
2,957
0,130
5,000
1,955
TSi
TAl
TFe3+
Soma em T
CAl
CCr
CFe3+
CTi
CMg
CFe2+
CMn
Soma em C
BCa
Fórmula estrutural calculada com base em 23 oxigênios
38,40
0,75
11,07
0,05
27,48
0,95
3,18
11,31
1,51
0,89
1,78
0,08
97,45
0,44
P1
Pto. análise
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Cl
F
Sub-total
O=Cl,F
6,584
1,416
0.000
8,000
0,098
0,000
0,738
0,015
0,565
3,542
0,043
5,000
1,939
97,41
40,31
0,12
7,86
0,00
31,33
0,31
2,32
11,08
1,44
1,04
2,02
0,07
97,90
0,49
P4
7,256
0,744
0.000
8,000
0,025
0,000
0,615
0,019
0,811
3,487
0,043
5,000
1,873
97,73
45,74
0,16
4,11
0,00
30,92
0,32
3,43
11,02
0,65
0,59
1,02
0,00
97,96
0,23
0.883
0,138
0.835
0,189
0,061
0,127
2,000
2,000
0,395
0,073
0,217
0,119
0,612
0,192
0,559
0,274
0,036
0,000
15,612
15,192
23,000
23,000
Fe Eden
Fe Hbl
P2
ANÁLISES QUÍMICAS DE ANFIBÓLIOS DE IGARAPÉ BAHIA
AMOSTRA BAH F 353 / 196.20 m
TABELA 4.10a
6,481
1,519
0.000
8,000
0,366
0,000
0,694
0,035
0,805
2,984
0,115
5,000
1,931
96,99
40,43
0,29
9,97
0,00
27,44
0,85
3,37
11,24
1,02
1,03
1,67
0,09
97,40
0,41
215
0.820
0,212
0,069
2,000
0,248
0,211
0,458
0,454
0,046
15,458
23,000
Fe Tsch
P5
6,324
1,676
0.000
8,000
0,349
0,004
0,722
0,057
0,835
2,888
0,145
5,000
1,941
97,92
39,83
0,48
10,81
0,03
27,18
1,08
3,53
11,41
1,37
0,90
1,55
0,18
98,35
0,43
0.812
0,224
0,059
2,000
0,363
0,182
0,545
0,417
0,090
15,545
23,000
Hasting
P6
7,370
0,630
0.000
8,000
0,124
0,001
0,396
0,019
1,381
3,018
0,061
5,000
1,926
98,08
6,685
1,315
0.000
8,000
0,229
0,008
0,615
0,031
0,916
3,101
0,100
5,000
1,932
98,04
42,08
0,26
8,24
0,06
27,97
0,74
3,87
11,35
1,07
1,02
1,68
0,13
98,47
0,43
0.838
0,206
0.712
0,314
0.802
0,228
0,108
0,074
0,068
2,000
2,000
2,000
0,376
0,067
0,262
0,171
0,079
0,207
0,548
0,146
0,468
0,455
0,196
0,452
0,111
0,049
0,065
15,548
15,146
15,468
23,000
23,000
23,000
Hasting
Fe Hbl
Fe Hbl
6,309
1,691
0.000
8,000
0,262
0,001
0,970
0,008
0,746
2,875
0,137
5,000
1,892
97,62
P7 (1b)
P8 (1c)
P9
39,44
47,72
0,07
0,16
10,35
4,14
0,01
0,01
28,74
26,43
1,01
0,47
3,13
6,00
11,04
11,64
1,56
0,47
0,84
0,40
1,68
0,75
0,22
0,10
98,09
98,29
0,47
0,21
0.825
0,209
0,059
2,000
0,455
0,159
0,614
0,460
0,123
15,614
23,000
Hasting
6,379
1,621
0.000
8,000
0,236
0,001
0,737
0,046
0,804
3,052
0,124
5,000
1,941
97,01
0.789
0,249
0,017
2,000
0,359
0,188
0,547
0,374
0,121
15,547
23,000
Hasting
6,357
1,643
0.000
8,000
0,285
0,000
0,700
0,065
0,963
2,906
0,082
5,000
1,983
97,69
6,436
1,564
0.000
8,000
0,233
0,003
0,883
0,026
0,830
2,892
0,133
5,000
1,910
98,12
40,55
0,22
9,60
0,02
28,44
0,99
3,51
11,23
1,22
0,98
1,65
0,15
98,56
0,44
0.820
0,223
0,090
2,000
0,285
0,198
0,484
0,444
0,075
15,484
23,000
Fe Tsch
P10 (2b)
P11 (2c)
P12
39,50
40,02
0,38
0,54
9,75
10,29
0,01
0,00
28,05
27,14
0,91
0,61
3,34
4,07
11,22
11,65
1,64
1,22
0,77
0,93
1,68
1,39
0,24
0,24
97,49
98,10
0,48
0,41
216
Fet/(Fet+Mg)
Mg/(Mg+Fe)
Nome
0.962
0.048
Hasting
0.786
0,231
Fe Act
0.870
0.151
Fe Act
0.862
0.169
Fe Act
217
0.796
0,233
Fe Act
0.787
0,226
Fe Act
0.802
0.219
Fe Act
0.790
0.225
Fe Act
0.979
0.028
Hasting
0.984
0.020
Hasting
0.998
0.003
Hasting
0.794
0,235
Fe Act
TABELA 4.10b
ANÁLISES QUÍMICAS DE ANFIBÓLIOS DE IGARAPÉ BAHIA
AMOSTRA BAH F 353 / 223.62 m
Pto. análise
P13 (5c)
P14 (5b)
P15
P16
P17
P18
P19 (6b)
P20
P21
P22
P23 (6c)
P24
SiO2
37,50
50,83
48,13
48,12
50,45
50,73
50,07
50,19
37,11
36,69
36,54
49,67
TiO2
0,10
0,15
0,16
0,16
0,19
0,04
0,01
0,09
0,11
0,02
0,14
0,16
Al2O3
10,22
0,96
2,16
1,62
0,95
0,98
0,97
0,96
11,00
11,18
11,07
1,11
Cr2O3
0,02
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,05
0,00
0,04
0,06
0,00
0,00
FeO
33,23
30,40
32,70
33,26
31,14
29,58
30,81
30,19
33,65
33,28
33,84
30,58
MnO
0,46
0,42
0,32
0,43
0,38
0,46
0,35
0,32
0,68
0,68
0,92
0,32
MgO
0,74
4,59
2,75
3,00
4,48
4,49
4,27
4,49
0,41
0,30
0,04
4,46
CaO
10,95
11,33
10,66
10,63
11,13
11,26
11,31
11,39
11,16
11,11
11,30
10,99
Na2O
1,66
0,04
0,21
0,07
0,00
0,00
0,00
0,02
1,66
1,81
2,00
0,00
K2O
1,13
0,18
0,21
0,17
0,11
0,13
0,10
0,22
0,87
0,91
0,90
0,16
Cl
2,41
0,18
0,58
0,40
0,19
0,19
0,20
0,18
2,03
2,03
2,21
0,18
F
0,09
0,08
0,00
0,02
0,00
0,06
0,00
0,01
0,04
0,07
0,06
0,01
Sub-total
98.51
99.19
97.88
97.88
99.02
97.93
98.14
98.06
98.76
98.14
99.02
97.64
O=Cl,F
0.58
0.07
0.13
0.10
0.04
0.07
0.05
0.04
0.47
0.49
0.52
0.04
Total
97.93
99.12
97.75
97.78
98.98
97.86
98.09
98.02
98.29
97.65
98.50
97.60
Fórmula estrutural calculada com base em 23 oxigênios
TSi
6,176
7,802
7,583
7,555
7,738
7,875
7,778
7,805
6,066
6,053
6,025
7,725
TAl
1,824
0.174
0.401
0.300
0.172
0.125
0.178
0.176
1,934
1,947
1,975
0.204
TFe3+
0.000
0.024
0.016
0.145
0.090
0.000
0.045
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0.000
0.000
0.000
0.072
Soma em T
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
CAl
0.162
0.000
0.000
0.000
0.000
0.055
0.000
0.000
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0.178
0.000
CCr
0.003
0.000
0.000
0.000
0.000
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0.000
0.005
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0.000
0.000
CFe3+
1,002
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1,098
1,006
0.941
0.544
CTi
0.012
0.017
0.019
0.019
0.022
0.005
0.001
0.011
0.014
0.002
0.017
0.019
CMg
0.182
1,050
0.646
0.702
1,024
1,039
0.989
1,041
0.100
0.074
0.010
1,034
CFe2+
3,576
3,494
3,619
3,446
3,367
3,552
3,529
3,578
3,503
3,586
3,726
3,362
CMn
0.064
0.055
0.043
0.057
0.049
0.060
0.046
0.042
0.094
0.095
0.128
0.042
Soma em C
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
BCa
1,932
1,863
1,800
1,788
1,829
1,873
1,882
1,898
1,955
1,964
1,996
1,831
BNa
0.068
0.012
0.064
0.021
0.000
0.000
0.000
0.006
0.045
0.036
0.004
0.000
Soma em B
2,000
1,875
1,864
1,810
1,829
1,873
1,882
1,904
2,000
2,000
2,000
1,831
ANa
0.463
0.000
0.000
0.000
0.000
0.000
0.000
0.000
0.481
0.543
0.636
0.000
AK
0.237
0.041
0.042
0.034
0.022
0.026
0.020
0.044
0.181
0.192
0.189
0.032
Soma em A
0.700
0.041
0.042
0.034
0.022
0.026
0.020
0.044
0.662
0.735
0.825
0.032
CCl
0.673
0.047
0.155
0.106
0.049
0.050
0.053
0.047
0.562
0.568
0.618
0.047
CF
0.047
0.039
0.000
0.010
0.000
0.029
0.000
0.005
0.021
0.037
0.031
0.005
Soma Cáts.
15,700
14,916
14,906
14,844
14,851
14,899
14,902
14,947
15,662
15,735
15,825
14,863
Soma Oxig.
23,000
23,000
23,000
23,000
23,000
23,000
23,000
23,000
23,000
23,000
23,000
23,000
218
Fet/(Fet+Mg)
Mg/(Mg+Fe)
0.735
0.887
0,291 0.143
0.890
0.132
0.813
0.252
0.770
0.900
0,260 0.122
0.901
0.120
219
0.757
0.747
0.805
0,279
0,275 0.249
0.899
0.124
0.896
0.128
0.744
0.882
0,289 0.147
0.791
0.782
0,261
0,278
TABELA 4.10c
ANÁLISES QUÍMICAS DE ANFIBÓLIOS DE IGARAPÉ BAHIA
AMOSTRA BAH F 353 / 222.60 m
Pto. análise
P25
P26
P27
P28
P29 (3b) P30 (3c) P31
P32
P33 (4b) P34
P35
P36 (4c) P37
P38
P39
P40
SiO2
50,93
38,92
39,02
50,65
50,26
38,60
38,98
48,92
50,78
49,66
38,52
38,77
50,39
39,85
49,81
48,72
TiO2
0,10
0,98
0,72
0,00
0,06
0,40
0,28
0,25
0,06
0,12
0,51
0,55
0,12
0,67
0,15
0,10
Al2O3
0,93
10,88
9,44
0,69
0,68
8,99
10,87
2,01
0,67
0,83
9,61
9,50
0,76
8,55
0,88
1,57
Cr2O3
0,03
0,00
0,04
0,00
0,02
0,02
0,00
0,01
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,02
0,02
0,02
FeO
28,50
30,63
30,63
32,42
29,82
31,52
30,00
28,94
28,50
31,86
31,33
30,96
28,79
30,81
30,81
30,94
MnO
0,33
0,68
0,49
0,65
0,34
0,57
0,77
0,31
0,33
0,46
0,48
0,57
0,26
0,74
0,47
0,39
MgO
5,78
2,19
2,13
4,18
5,01
1,96
1,85
5,22
5,43
4,33
1,98
2,01
5,57
2,31
4,57
4,85
CaO
11,30
11,00
10,89
9,52
11,00
10,84
10,99
10,85
11,16
10,03
11,00
10,96
11,00
10,87
10,09
10,40
Na2O
0,14
1,79
1,78
0,03
0,08
1,88
1,58
0,31
0,00
0,13
1,80
1,59
0,01
1,51
0,03
0,15
K2O
0,08
0,64
0,94
0,10
0,09
1,02
0,89
0,19
0,08
0,12
0,94
0,82
0,06
0,58
0,09
0,17
Cl
0,18
1,43
1,88
0,31
0,18
2,45
1,61
0,38
0,23
0,38
2,12
2,14
0,20
1,58
0,24
0,31
F
0,03
0,25
0,16
0,00
0,04
0,04
0,07
0,00
0,03
0,00
0,07
0,08
0,00
0,11
0,09
0,01
Sub-total
98.33
99.39
98.12
98.55
97.58
98.29
97.89
97.39
97.27
97.93
98.36
97.95
97.16
97.60
97.25
97.63
O=Cl,F
0.05
0.43
0.49
0.07
0.06
0.57
0.39
0.09
0.06
0.09
0.51
0.52
0.05
0.40
0.09
0.07
Total
98.28
98.96
97.63
98.48
97.52
97.72
97.50
97.30
97.21
97.84
97.85
97.43
97.11
97.20
97.16
97.56
Fórmula estrutural calculada com base em 23 oxigênios
TSi
7,803
6,174
6,346
7,714
7,795
6,329
6,294
7,595
7,875
7,665
6,275
6,319
7,801
6,452
7,713
7,531
TAl
0.168
1,826
1,654
0.124
0.124
1,671
1,706
0.368
0.123
0.151
1,725
1,681
0.139
1,548
0.161
0.286
TFe3+
0.029
0.000
0.000
0.162
0.080
0.000
0.000
0.037
0.002
0.184
0.000
0.000
0.061
0.000
0.126
0.182
Soma em T
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
8,000
CAl
0.000
0.210
0.157
0.000
0.000
0.068
0.364
0.000
0.000
0.000
0.122
0.145
0.000
0.085
0.000
0.000
CCr
0.004
0.000
0.005
0.000
0.002
0.003
0.000
0.001
0.000
0.001
0.000
0.000
0.000
0.003
0.002
0.002
CFe3+
0.404
0.962
0.764
1,151
0.490
0.882
0.793
0.604
0.386
0.926
0.873
0.899
0.507
0.932
0.874
0.919
CTi
0.012
0.117
0.088
0.000
0.007
0.049
0.034
0.029
0.007
0.014
0.062
0.067
0.014
0.082
0.017
0.012
CMg
1,320
0.518
0.516
0.949
1,158
0.479
0.445
1,208
1,255
0.996
0.481
0.488
1,285
0.557
1,055
1,117
CFe2+
3,219
3,102
3,402
2,817
3,298
3,440
3,258
3,117
3,309
3,003
3,395
3,321
3,160
3,240
2,989
2,898
CMn
0.043
0.091
0.068
0.084
0.045
0.079
0.105
0.041
0.043
0.060
0.066
0.079
0.034
0.101
0.062
0.051
Soma em C
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
5,000
BCa
1,855
1,870
1,898
1,554
1,828
1,904
1,901
1,805
1,855
1,659
1,920
1,914
1,825
1,886
1,674
1,723
BNa
0.042
0.130
0.102
0.009
0.024
0.096
0.099
0.093
0.000
0.039
0.080
0.086
0.003
0.114
0.009
0.045
Soma em B
1,897
2,000
2,000
1,562
1,852
2,000
2,000
1,898
1,855
1,698
2,000
2,000
1,828
2,000
1,683
1,768
ANa
0.000
0.420
0.459
0.000
0.000
0.502
0.396
0.000
0.000
0.000
0.489
0.417
0.000
0.360
0.000
0.000
AK
0.016
0.130
0.195
0.019
0.018
0.213
0.183
0.038
0.016
0.024
0.195
0.171
0.012
0.120
0.018
0.034
Soma em A
0.016
0.550
0.654
0.019
0.018
0.716
0.579
0.038
0.016
0.024
0.684
0.587
0.012
0.480
0.018
0.034
CCl
0.047
0.384
0.518
0.080
0.047
0.681
0.441
0.100
0.060
0.099
0.585
0.591
0.052
0.434
0.063
0.081
CF
0.015
0.125
0.082
0.000
0.020
0.021
0.036
0.000
0.015
0.000
0.036
0.041
0.000
0.056
0.044
0.005
Soma Cáts.
14,912
15,550
15,654 14,582
14,870
15,716
15,579 14,936
14,870 14,721
15,684
15,587 14,839
15,480 14,701 14,801
Soma Oxig.
23,000
23,000
23,000 23,000
23,000
23,000
23,000 23,000
23,000 23,000
23,000
23,000 23,000
23,000 23,000 23,000
Nome
Fe Act Hasting Hasting Fe Act
Fe Act Hasting
Hasting Fe Act
Fe Act
Fe Act Hasting Hasting Fe Act
Fe Tsch Fe Act Fe Act
220
Fet/(Fet+Mg)
Al/Al+Fet+Mg
Zang&Fyfe
Kran&MacL
Cathelineau
0,878
0,256
172,790
288,120
249,390
0,866
0,265
179,600
292,850
257,980
221
0,876
0,257
166,390
281,310
239,320
TABELA 4.11
ANÁLISES QUÍMICAS DE CLORITAS DE IGARAPÉ BAHIA
Pto.análise
P84
P87
P90
SiO2
25,293
25,230
25,013
TiO2
0,965
1,259
1,197
Al2O3
12,341
12,815
11,917
Fe2O3
0,000
0,000
0,000
FeO
44,469
43,356
42,618
MnO
0,152
0,142
0,092
MgO
3,465
3,777
3,399
CaO
0,336
0,422
0,554
Na2O
0,000
0,000
0,000
K2O
0,073
0,026
0,000
H2O
9,648
9,791
9,491
F
0,183
0,108
0,083
Cl
0,754
0,638
0,763
Cr2O3
0,048
0,005
0,015
Total
97,727
97,569
95,142
Íons calculados na base de 28 Oxigênios
Si IV
6,066
6,013
6,129
Al IV
1,934
1,987
1,871
Sítio T
8,000
8,000
8,000
Al VI
1,555
1,612
1,570
Ti
0,174
0,226
0,221
Fe +3
0,120
0,096
0,106
Fe +2
8,800
8,545
8,626
Mn
0,031
0,029
0,019
Mg
1,239
1,342
1,242
Ca
0,086
0,108
0,145
Na
0,000
0,000
0,000
K
0,022
0,008
0,000
Sítio O
12,027
11,966
11,930
O
20,120
20,096
20,107
OH
15,435
15,565
15,512
F
0,139
0,081
0,064
Cl
0,306
0,258
0,317
0,883
0,250
183,050
299,250
265,710
5,965
2,035
8,000
1,402
0,223
0,146
8,980
0,023
1,207
0,094
0,000
0,038
12,112
20,146
15,344
0,138
0,371
6,046
1,954
8,000
1,440
0,160
0,150
9,030
0,030
1,147
0,135
0,000
0,011
12,103
20,150
15,327
0,144
0,379
0,889
0,247
173,910
291,070
252,640
P94
24,823
1,236
12,135
0,000
45,411
0,112
3,370
0,364
0,000
0,124
9,573
0,182
0,912
0,000
98,242
P92
24,795
0,872
11,808
0,000
45,017
0,147
3,156
0,516
0,000
0,035
9,423
0,187
0,917
0,000
96,873
0,887
0,253
169,860
286,630
246,150
6,086
1,914
8,000
1,509
0,219
0,124
8,825
0,029
1,145
0,099
0,000
0,065
12,015
20,124
15,441
0,102
0,333
P96
25,283
1,211
12,065
0,000
44,452
0,140
3,190
0,385
0,000
0,211
9,616
0,134
0,816
0,003
97,506